paleotaxodonta y pteriomorphia€¦ · en fósiles, actualmente son casi estériles; este hecho...

PALEOTAXODONTA Y PTERIOMORPHIADEL

EOCENODEL MARGEN SUR DE LA

DEPRESIÓN CENTRAL CATALANA

Volumen 1/3(Partes I, II, III)

Antonio ABAD GARCÍA

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I - PRELIMINARES

1 - OBJETIVOS

Afirma Pomerol (1973) que, históricamente, los moluscos acompañaron desdesus primeros balbuceos, a principios del siglo XIX, a la estratigrafía del Terciario o erade las conchas. Aunque su papel es menor hoy en día frente a otros organismos fósiles,la recogida y reconocimiento de los moluscos proporciona grandes satisfacciones ypermite al observador, por poco conocedor que sea, identificar inmediatamente laposición estratigráfica de la capa que los contiene.

La gran mayoría de países en los que se encuentran moluscos eocenos(especialmente Francia e Italia) poseen un cierto número de obras de caráctermonográfico sobre este grupo animal.

Se han realizado muchos estudios sobre el Eoceno de Cataluña. Tienen su inicioen el siglo XIX. La calidad de los afloramientos catalanes hizo, por ejemplo, que Vezian(1857) creara cuatro pisos para dividir al Eoceno, cuyos nombres proceden de losalrededores de Manresa e Igualada: Montserriense, Castelliense, Igualadiense yManresiense, pero que no fueron aceptados por la comunidad científica. EnPaleontología han sido bien estudiados algunos grupos: Foraminíferos, Corales,Crustáceos Decápodos o Mamíferos. A excepción de las tesis de De Renzi (1971,inédita, aunque se han publicado algunas notas: De Renzi, 1972, 1975) y de Llompart(1977), ambas centradas en el Ilerdiense pirenaico, los moluscos han quedado algodescuidados, salvo algunas publicaciones y artículos, como los de Cossmann (1898,1906), Farrés & Staid-Staadt (1964, 1967), Llompart (1989), Calzada & Urquiola(1994), Carrasco (1994), Calzada (1997), entre otros. La mayoría de los trabajos, sobretodo antiguos, se reducen a listados más o menos extensos en los que suelen predominarlos moluscos; las determinaciones suelen hacerse a partir de moldes internos malconservados, por lo que adolecen de precisión. Este es un campo relativamente pocotrabajado y que puede aportar conclusiones interesantes.

Esta tesis se centra en el estudio de los bivalvos Paleotaxodonta y Pteriomorphiade las unidades del Terciario inferior marino del margen S de la Depresión CentralCatalana. Sus fósiles tienen la ventaja sobre otros grupos de moluscos de preservar, enla mayoría de especímenes, su concha y no estar reducidos al estado de moldes. Estehecho, facilita su determinación específica.

Los objetivos planteados han sido los siguientes:

- Recopilación de la bibliografía y análisis crítico de los trabajos sobre estassubclases de bivalvos.

- Localización, estudio y revisión de los diversos yacimientos en que seencuentran.

- Revisión de las faunas depositadas en el Museu Geològic del Seminari deBarcelona y en algunas colecciones particulares. Posterior localización de las mismas enlas columnas y esquemas estratigráficos.

- Todos estos objetivos parciales se han tenido que alcanzar para llegar alobjetivo final:

El estudio sistemático de los Paleotaxodonta y Pteriomorphia y alcanzarlas conclusiones sobre las características ambientales de las rocas que los contienen, sucronología y su distribución en el espacio.

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2 - METODOLOGÍA

Para su realización se ha dispuesto del abundante material depositado en elMuseu Geològic del Seminari de Barcelona, recopilado desde 1939 hasta la actualidad.También se han podido consultar algunos ejemplares pertenecientes a varias coleccionesparticulares que se señalan en el apartado de Sistemática.

No obstante, ha sido imprescindible la visita a los yacimientos de procedencia delos fósiles coleccionados para completar sus características estratigráficas. Todos losyacimientos han sido situados geológicamente en esquemas estratigráficos generales. Engran número de ellos, han sido elaboradas columnas estratigráficas de cierto detalle paraser ubicados en las capas correspondientes. Estas visitas al campo han permitido uncierto muestreo, sobre todo de cara a la sistemática. Un handicap a este apartado lo harepresentado la sobreexplotación de los yacimientos por parte de gran número depseudoaficionados a la Paleontología. Muchos de los lugares clásicos, otrora abundantesen fósiles, actualmente son casi estériles; este hecho hace que algunos de los fósiles delas colecciones, afortunadamente pocos, no hayan vuelto a ser encontrados en campo.

La determinación de los fósiles se ha realizado mediante la consulta a los fondosde la biblioteca de Museu Geològic del Seminari, la cual posee una notable lista detítulos sobre el tema de esta tesis, recopilados desde tiempos del Dr. Almera. Tambiénhan sido consultadas otras bibliotecas que también poseen bibliografia, especialmente lade la Reial Acadèmia de Ciències i Arts de Barcelona y la de la Facultat de Geologia dela Universitat de Barcelona - Institut Jaume Almera del CSIC. Para elaborar aquellaspartes sobre moluscos actuales, se han consultado las bibliotecas de la Facultat deCiències de la Universitat Autònoma de Barcelona; Instituto de InvestigacionesPesqueras de Barcelona; Museu de Zoologia de Barcelona; la de la Facultat de Biologiade la Universitat de Barcelona.

También se realizó un catálogo de citas bibliográficas de moluscos del Terciarioinferior marino de Cataluña, que fue el tema del Treball de Recerca, presentado a finalesde septiembre de 1999 y que ha permitido conocer todas las citas y estudios anteriores,los cuales se exponen de manera sucinta en el apartado de antecedentes.

Han sido reproducidos fotográficamente una representación de los ejemplaresmejor conservados de todas las especies estudiadas, gracias a la labor técnica de losSrs. Francesc Farrés y Manel Pablo, de Vic.

3 - AGRADECIMIENTOS

Esta tesis no hubiera podido ser realizada de no haber sido por el esfuerzoadicional de muchas personas.

Del Dr. Sebastián Calzada, Director del Museu Geològic del Seminari deBarcelona, quien la ha dirigido y ha permitido la consulta de sus colecciones ybiblioteca.

A la Dra. Carme Llompart, Profesora de Paleontologia de la Facultat deCiències, de la UAB, quien la ha coodirigido.

Al Dr. Joan Rosell, Profesor de Estratigrafía de la Facultat de Ciències, de laUAB, por algunas sugerencias al manuscrito original.

Al Dr. Josep M. Pons, Profesor de Paleontología de la Facultat de Ciències, de laUAB, por algunas sugerencias sobre la distribución temporal y geográfica de los fósiles.

A D. Francesc Farrés por sus conversaciones sobre la Geología de la Plana deVic y el acceso a sus colecciones. También, por su valioso y desinteresado apoyo en la

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parte de reproducción gráfica de los fósiles, junto con D. Manel Pablo y JacintAltimiras.

A los Sres. D. Àngel Cañigueral, D. Sergi Falguera, D. Zenó Gàsser, D. JosepLlansana, D. Ramon Mañé y D. Joan M. Viader, por su desinteresada ayuda de campoy el acceso a sus colecciones particulares.

A los Dres. Eudald Maestro, Eduard Remacha, Profesores de Estratigrafía de laUAB por sus indicaciones sobre la Estratigrafía secuencial. A ellos y a D. Albert Bosch,por sus orientaciones del programa Freehand de diseño gráfico.

Al Dr. Pere Busquets por la visita y comentarios al Molí de les Farreres (StBartomeu del Grau) y del banco de ostras del Castell d'Orís (Orís).

A los Dres. Germán Álvarez, Alexandra Bittner, Ángel López-Buendía, Hans P.Luterbacher, Andrej Pisera, Salvador Reguant, Julio Seguí y María del Mar Urquiolapor su apoyo en la obtención de bibliografía.

Al Dr. Josep F. de Villalta por su interés constante en el transcurso derealización de la presente tesis.

A D. Juan Francisco Carrasco sus indicaciones sobre el género Spondylus.A D. Antoni Riera, por sus orientaciones sobre Sant Julià de Vilatorta y

Folgueroles.A D. José M. Asensi por algunas pruebas fotográficas.A D. Baldomer Colldeforns por sus sugerencias del Paleógeno de la Conca de

Barberà y del Anoia y sobre algunos bancos de ostreidos de aquellas comarcas.A D. Enric Sunyer por sus indicaciones geológicas.A los Amics del Museu Geològic del Seminari por su vivo interés en estos

trabajos.A Can Cuspineda (Sant Martí de Sobremunt), por su ocasional apoyo logístico.A título póstumo, al Dr. Lluís Vía, por sus reflexiones acerca de la conveniencia

del estudio de los moluscos eocénicos. También, por igual motivo, al Dr. ValentíMasachs, de Manresa.

A aquellas personas a quien haya podido omitir involuntariamente, pero a lasque no olvido.

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II - SITUACIÓN Y EVOLUCIÓN DEL PALEÓGENO CATALÁN

La redacción del presente apartado se ha realizado a partir de la síntesis de lostrabajos de Via (1966); Reguant (1967); Gich (1969, 1973); Ferrer (1971); Mutti et al.(1972); Pallí (1972); Rosell et al. (1973); Anadón (1978); Busquets et al. (1979);Anadón et al. (1979); Riba et al. (1983); Anadón et al. (1985b); Puigdefàbregas et al.(1986); Barnolas (1992); Muñoz et al. (1992); Anadón et al. (1992b); Burbank et al.(1992); Costa et al. (1996); Vergés & Burbank (1996); Barnolas & Gil-Piña (2000).

Los terrenos terciarios inferiores en Cataluña ocupan la Depresión Central y lavertiente meridional de los Pirineos (Fig. 1).

La llamada Cuenca, Depresión o Cubeta Terciaria del Ebro, constituye unaextensa zona de la Península Ibérica, morfológicamente deprimida y drenada en granparte por el río Ebro. Posee una forma sensiblemente triangular, y está limitada por tresalineaciones montañosas: los Pirineos, al Norte; la Cordillera Ibérica, por el Sudoeste; yel Sistema Catalán, Cadena Costera Catalana o Catalánides por el Sudeste. No obstante,la Depresión del Ebro es más pequeña que la propia cuenca hidrográfica. En su parteoriental, se observa que los ríos catalanes desde el Muga al Francolí no son tributariosdel Ebro, si no que desembocan directamente en el Mediterráneo, motivo por el cualaquella parte recibe también el nombre de Depresión Central Catalana. En el presentetrabajo, se asimilan como sinónimos los términos de Cuenca del Ebro y DepresiónCentral Catalana.

Las sucesiones que actualmente se encuentran en las unidades alóctonaspirenaicas enlazan con las que se encuentran al S de los mantos más meridionales. Lacuenca del Ebro tiene la posición de una cuenca de antepaís respecto al orógeno de losPirineos y ambas unidades han tenido una evolución paralela durante su desarrollo en elTerciario. Por encima de los terrenos terciarios que iban rellenando la Cuenca del Ebrose emplazaron diversos mantos de corrimiento de origen pirenaico, empujados hacia elS como consecuencia de la colisión de la placa ibérica y la placa europea, iniciada afinales del Cretácico y que seguirá durante el Paleógeno hasta el Mioceno medio.

Las diferencias de estructura de las unidades tectónicas que limitan la cuenca -alN los Pirineos y al S la Cadena Ibérica- influirán en la configuración de los dispositivossedimentarios en las diferentes partes de la cuenca eocena. En los Pirineos, elemplazamiento de los mantos da lugar a zonas de subsidencia muy acusada. Esteproceso es mucho más limitado en la Cadena Ibérica, con tasas de subsidencia bajas ycon acumulaciones de sedimentos, aunque importantes, inferiores a los Pirineos.

Como consecuencia de estas diferencias, de origen principalmente estructural, lainfluencia de las transgresiones marinas ilerdiense, luteciense y bartoniense, es diferenteen el registro del margen S de la Depresión Central con respecto a los Pirineos.Generalmente, las condiciones de sedimentación marina se desarrollan mejor en losPirineos y parte N del margen S de la Depresión Central con respecto a la partemeridional de dicho margen, donde la sedimentación marina es poco importante y denaturaleza más somera.

Ciclo Ilerdiense - Luteciense inferior

Es el primer ciclo deposicional de la zona pirenaica y de su antepaís meridional.Incluye facies terrígenas, carbonatadas y evaporíticas depositadas aproximadamentedurante unos 7 a 8 millones de años. En los Pirineos, las unidades sedimentarias de este

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ciclo se depositaron en medios aluviales, de transición marina-continental y marinossomeros a profundos, claramente influidos por el emplazamiento de los mantos decorrimiento. En la Cuenca del Ebro, el ciclo se caracteriza por una sedimentaciónfluvial, lacustre y marina somera, en una región que subsidía suavemente y con unosmárgenes que comenzaban a deformarse. El ciclo se cierra con la sedimentación de launidad evaporítica de Beuda que es común a los dos ámbitos y marca una etapa derestricción de la cuenca.

Durante el Ilerdiense se produce una importante transgresión marina. En la zonadel Montsec tiene lugar la sedimentación de los materiales del Grupo de Ager encima delos materiales de facies “Garumniense” (Grupo de Tremp). Los materiales del Grupo deAger son principalmente de tipo carbonatado (“calizas con alveolinas”), substituidos porarcillas y limolitas de carácter transicional del Grupo de Roda-Oroel, con abundantesostras, lucinas y otros moluscos, y localmente facies arrecifales. Hacia el S (Os deBalaguer), los carbonatos del Grupo Ager abarcan hasta el Eoceno medio y tienen uncarácter de plataforma protegida; la base se encuentra representada por calizas lacustresa salobres con Microcodium.

En la parte oriental del Pirineo se sedimentan importantes gruesos de calizasbioclásticas (“calizas con alveolinas” de la Fm. Cadí). que hacia el N pasan lateralmentea zonas de plataforma terrígena (Fm. Sagnari). Los depósitos carbonáticos han sidoreconocidos en los sondeos de la Cuenca del Ebro y afloran en diferentes sectores de lasCadenas Costeras Catalanas (Fm. Orpí): S. de Igualada, Conca de Barberà, Cap deSalou y Guilleries.

Durante el tránsito Ilerdiense-Cuisiense tiene lugar una regresión. En el Montsecy Serres Marginals se produce la sedimentación detrítica (areniscas y conglomerados)del Grupo Campodarbe-Montañana, de tipo deltaico y fluvial, según secuenciasprogradantes. En la Conca de Tremp se localizan delante de dos paleovalles importantesque se encuentran en las Serres de Gurp y de Cis. Al final del Cuisiense, en el área deMontanyana se produce una incisión de la red fluvial encima de los materiales aluvialesdepositados previamente y se activan los procesos de captura en la vecina Conca d’Àgera través de los incipientes relieves del Montsec.

En la parte oriental del Pirineo, los depósitos de este episodio se incluyen en laFm. Corones (Cuisiense inferior), depositada predominantemente en medios fluviales yde transición marina-continental. En esta región la sedimentación marina profunda (Fm.Armàncies) y de plataformas carbonatadas (Calizas de la Penya) se retoma en elCuisiense superior con un dispositivo parecido al Ilerdiense. El proceso regresivo en laDepresión Central es similar al pirenaico, pero sin retomar las condiciones desedimentación marina; son activos los sistemas aluviales de etapas anteriores (Grupo dePontils-Cornudella).

En el transcurso del Luteciense inferior la Cuenca del Ebro fue afectadanuevamente por una transgresión marina que se restringe a las partes másseptentrionales. En los Pirineos orientales, el incremento de la profundidad de los surcossedimentarios iniciados durante la sedimentación de la Fm. Armàncies, permite lasedimentación de depósitos turbidíticos marinos profundos en una cuenca relativamenteconfinada (Fm. Vallfogona); simultáneamente y/o posteriormente tiene lugar lasedimentación de la unidad evaporítica de Beuda. En el margen de la Depresión Centralcon la Cadena Costera Catalana, con una actividad tectónica muy ligera, prosigue lasedimentación continental, que hacia el N pasaría lateralmente a materialescarbonatados de plataforma hasta enlazar con los depósitos turbidíticos pirenaicos.

Ciclo del Luteciense superior - Bartoniense

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Este segundo ciclo deposicional incluye una variedad amplia de facies terrígenasy carbonatadas de edad comprendida entre el Luteciense superior y la base delPriaboniense, la sedimentación se prolongó entre 9 y 10 millones de años.

En los Pirineos, los depósitos de este ciclo se sedimentarán bajo la influencia delos mantos de corrimiento más meridionales y otros que afectaban al zócalo herciniano.Los sedimentos se acumulan en medios deposicionales aluviales, transicionales ymarinos de plataforma. El ciclo se cierra con la sedimentación de la unidad evaporíticade Cardona.

En el Luteciense superior, en los Pirineos orientales, sobre la secuenciaevaporítica de Beuda, se deposita una unidad lutítica anóxica (unidad de Muntades)sobre la que sigue una potente serie de plataforma terrígena y de abanicos litoralesprogradantes agrupadas en la Secuencia Bellmunt (Fms. de Coubet, Bracons, Banyolesy Bellmunt). Hacia el S, pasan a una plataforma marina carbonatada y, aún más al S, amedios transicionales y aluviales que afloran a lo largo del margen con la CadenaCostera Catalana. Las partes más septentrionales de la cuenca de antepaís fueronafectadas por una transgresión que da lugar a los depósitos de abanicos aluvialesretrogradantes y de plataforma carbonatada con nummulites (Fm. Tavertet) que seextiende hasta Taradell; coetáneamente prosigue la sedimentación aluvial más al S (St.Llorenç del Munt, Montserrat, etc.) y la del Gr. Pontils-Cornudella.

A finales del Luteciense superior y, sobre todo, durante el Bartoniense, en lossectores más septentrionales de la Depresión Central fue aumentando la proximidad einfluencia de los mantos de corrimiento surpirenaicos. Tiene lugar una nueva expansiónmarina que afecta la zona de antepaís próxima a los Pirineos (St. Llorenç de Montgai eIbars de Noguera, Oliana, St. Llorenç de Morunys, Berguedà, Garrotxa, Vic) y en elmargen con la Cadena Costera Catalana hasta la cuenca de Igualada y de Barberà, conpotentes sucesiones terrígenas (Fm. Folgueroles y parte de las areniscas de Centelles,Fm. la Portella en Igualada) y plataforma mixta (Fm. Collbàs en Igualada). Una vezterminada la fase inicial de la transgresión, se produce una sucesión compleja deretrogradación y progradación de sistemas deltaicos que funcionarán hasta elPriaboniense superior (Milany, Rocacorba y Sant Martí Xic provienen de los Pirineos;Centelles, St. Llorenç y Montserrat, de la Cadena Costera Catalana). En los sectoresmás alejados lo hacen lutitas grises (Margas de Vic o de Igualada). Dentro de estasseries terrígenas se producen pulsaciones durante las cuales se depositan materialescarbonatados de origen arrecifal (Fm Tossa, Calizas de Collsuspina, Calizas de SantBartomeu del Grau, Calizas de Coll d’Uria, St. Llorenç de Morunys, Oliana). Antes dela sedimentación de las evaporitas de Cardona, se depositan gran variedad de faciesrestringidas, tales como margas anóxicas, niveles oolíticos, calizas estromatolíticas, etc.En áreas no afectadas por la transgresión Bartoniense, sigue la sedimentacióncontinental (por ejemplo, en Sant Miquel de Montclar, Montsant, Gandesa - Horta deSant Joan, etc.).

Ciclo Priaboniense - Oligoceno

Es el último ciclo deposicional del Terciario inferior en la parte oriental de laCuenca del Ebro. Fue depositado casi exclusivamente cuando la cuenca de antepaís eraafectada solo de una manera limitada por los cabalgamientos pirenaicos, ya hacia el finde su emplazamiento. La característica más importante es el descenso progresivo de latasa de acumulación de sedimentos. A partir del Priaboniense, la Depresión Centraldeviene una cuenca no marina, seguramente endorreica y las facies son de origen aluvial

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y lacustre de tipo terrígeno, carbonatado o evaporítcio durante unos 10 a 12 millones deaños.

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III - ÁMBITO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO DEL PRESENTE ESTUDIO

1- ÁMBITO GEOGRÁFICO

Via, en sus trabajos sobre los crustáceos decápodos eocenos (1966, 1969),empleó una serie de zonas geográficas y regiones dentro de cada zona de distribución deestos organismos, las cuales le permitieron definir las diferentes biocenosis carcínicas ysu localización en el terreno. Dentro de la zona denominada del NE de España, Via ladividió en las siguientes regiones, con expresión de la numeración que empleó en suscuadros:

"Región de Igualada" (Cuadro 7)"Región de Manresa" (Cuadro 8)"Región de Vic" (Cuadro 9)"Región de Gerona" (Cuadro 10)"Región de Berga" (Cuadro 11)"Región del Montsec"

En el presente estudio sobre el margen sur de la Depresión Central Catalanainteresan la "región de Igualada", la "región de Manresa", la " región de Vic" y la partemeridional de la "región de Gerona".

Via (1966) define a la región de Igualada como la franja comprendida entreCastellolí y Bellprat, correspondiendo a los depósitos marinos de la parte sur-occidentalterminal del Eoceno catalán, separada del resto de la serie eocénica por el macizo deMontserrat y cruzada de N a S por el río Anoia. En el presente estudio se añade,además, el municipio de Barberà de la Conca, perteneciente al área de Montblanc, en elcual afloran materiales marinos continuación hacia el SW de los anteriores.

La región de Manresa comprendería los afloramientos eocenos de las hojasgeológicas del IGME números 363 (Manresa) y 364 (Sant Feliu de Codines,actualmente de La Garriga). Via recoge las palabras de Masachs en la hoja de Manresa,para definir que se trata de una extensa zona situada entre la región de Igualada y laregión del Congost, al S. de la Plana de Vic.

La región de Vic comprendería la subcomarca denominada Plana de Vic, la cualincluye los acantilados situados al W, con los yacimientos de Gurb, Vespella y canFloriac (Collsuspina); por la parte del S Hostalets de Balenyà, Centelles y Aiguafreda;por la parte del N Vidrà; al E, con el acantilado de Eoceno “lacustre” que limita con lasGuilleries.

La región de Girona (=Gerona) abarca los afloramientos eocenos comprendidosen las hojas del mapa topográfico nacional: núm. 219, Massanet de Cabrenys; 220,Agullana; 225, Pobla de Lillet; 256, Ripoll; 257 Olot; 258, Figueras; 293, Berga; 294,Manlleu; 295, Banyoles; 296, Verges; 297, Estartit; 333, Sta. Coloma de Farnés; 334,Gerona y 335, Palafrugell.

1.1- REGION DE IGUALADA

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Municipios que comprende:

Aiguamurcia, Barberà de la Conca, Bellprat, parte meridional de El Bruc, Carme,Castellolí, Igualada, La Llacuna, Mediona, Òdena, Orpí, La Pobla de Claramunt,Pontons, Querol, St. Martí de Tous, Sta. Margarida de Montbui, Sta. Maria de Miralles,Sta. Perpetua de Gaià, La Torre de Claramunt, Vilanova del Camí.

1.2- REGION DE MANRESA


Artés, Bigues i Riells, parte septentrional de El Bruc, Castellgalí, Calders, Caldesde Montbui, Castellar del Vallès, Castellbell i el Vilar, Castellcir, Castellfollit del Boix,Castellterçol, Collbató, Esparreguera, Gallifa, Granera, Manresa, Marganell,Matadepera, Moià, Monistrol de Calders, Monistrol de Montserrat, Mura, Navarcles,Olesa de Montserrat, Rocafort i Pont de Vilomara, Sant Feliu de Codines, Sant Fruitósde Bages, Sant Llorenç Savall, Sant Quirze Safaja, Sant Salvador de Guardiola, SantVicenç de Castellet, Talamanca, Terrassa, Vacarises, Viladecavalls.

1.3- REGION DE VIC


El Brull, Calldetenes, Centelles, Collsuspina, Folgueroles, Gurb de la Plana,Hostalets de Balenyà, Malla, Manlleu, Masies de Roda, Masies de Voltregà,Muntanyola, Orís, Roda de Ter, Rupit i Pruit, St. Bartomeu del Grau, St. Boi deLluçanès, St Hipòlit de Voltregà, St. Julià de Vilatorta, St. Martí de Centelles, St. Pere deTorelló, St. Vicenç de Torelló, Sta. Cecília de Voltregà, Sta. Eugènia de Berga, Sta. Eulàliade Riuprimer, Sta. Maria de Corcó, Sobremunt, Seva, Taradell, Tavèrnoles, Tavertet,Tona, Torelló, Vic, Vilanova de Sau.

1.4- REGION DE GIRONA

Municipios que interesan al presente estudio:

Amer, la Bisbal d’Empordà, Bordils, Canet d’Adri, Celrà, Corçà, Cruïlles-Monells-St Sadurní de l’Heura, Flaça, Fontanilles, Forallac, Girona, Gualta, Juià,Madremanya, Palafrugell, Palau-Sator, Palol de Revardit, Pals, Les Planes d’Hostoles,Quart d’Onyar, Regencós, St. Aniol de Finestres, St. Feliu de Pallerols, St. Gregori, St.Julià de Ramis, St Martí de Llemana, St. Martí Sacalm, St. Martí Vell, Sarrià de Ter,Susqueda, Ullastret, Vall d’En Bas (sector de Coll d’Uria).

Algunos de estos municipios quedan incluidos en los mapas geológicos querecientemente ha publicado el Institut Cartogràfic de Catalunya: nº 295-1-2, Amer(1997); nº 295-2-2, Canet d'Adri (1997b); nº 296-1-2, Sarrià de Ter (1997c); nº .

H

GR TO

3

2

1

SierrasMarginales

Montsec

Vallfogona

Figura 1- Esquema geológico de la vertiente surpirenaica y DepresiónCentral Catalana (inspirado en Barnolas, 1992) con la situación de lasregiones en que se ha dividido el área estudiada. 1- Cuenca SurpirenaicaOriental; 2- Cuenca de Àger; 3- Cuenca de Tremp - Graus. H- Huesca;G- Graus; T- Tremp; O- Oliana. Área estudiada: I Región de Igualada;II- Región de Manresa; III- Región de Vic; IV y V- Región de Girona.

Basamento Hercínico

Mesozoico

Paleoceno - Eoceno

Oligoceno - Mioceno

N

Catalánides

Cadí

I

II

III

IV V

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2 - UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS QUE COMPRENDE CADA REGIÓN

2.1 - REGIÓN DE IGUALADA

La situación de las unidades estratigráficas que se sintetizan a continuación,puede verse en las figs. 3, 4, 5 y 12.

2.1.1 - Formación Mediona

Fue mencionada por Ferrer (1967, 1971), a la que denomina como "Nivel deMediona". Posteriormente, fue elevada al rango de formación por Anadón (1978).

Está formada por lutitas rojas con ocasionales intercalaciones de areniscas y deconglomerados. También presenta niveles de paleosuelos con caliche y de Microcodium;estos últimos pueden afectar al sustrato calcáreo en que se apoya (principalmenteTriásico en esta región). Aflora de un modo discontinuo; su potencia es variable: desdemenos de 3 m hasta más de 35 m (Anadón & Marzo, 1986)

En cuanto al contenido paleontológico, se caracteriza por presentar elgasterópodo terrestre Vidaliella gerundensis Vidal, 1882 (véase Plaziat, 1973) ycarófitas (Anadón, 1978; Anadón & Feist, 1981; Anadón & Marzo, 1986; Anadón et al.,1992).

Esta unidad se entiende depositada en una llanura aluvial con episodios lacustressomeros e intensa edafización.

Su edad es Paleoceno superior o Thanetiense, según se desprende del contenidopaleontológico.

2.1.2 - Formación Orpí

Fue descrita por Ferrer (1967, 1971). Su sección tipo se encuentra en losalrededores del pueblo de Orpí (Can Freixes o Feixes). También son conocidas desdeantiguo como "Calizas de Alveolinas".

La formación Orpí aflora ampliamente al S de la Región de Igualada,extendiéndose hacia el W, en la Conca de Barberà y hacía el S, hasta el cabo de Salou(Colombo & Caus, 1984). Según Ferrer (1971), fue cortada por algunos sondeos (pozosPuig-reig y Castellfollit), pero no en otros situados más al NW (pozo Guissona).

Descansa sobre la Fm. Mediona o sobre el Triásico y es recubierta por el Gr.Pontils. En su base se encuentran dolomías o carniolas y brechas que pasan awackestones a grainstones de foraminíferos (miliólidos, rotálidos, Orbitolites yAlveolina; véase Ferrer, 1971). A techo se encuentra un tramo dolomítico de pocoespesor. Su potencia alcanza los 100 m en su sección tipo (Ferrer, 1971) y oscila entre30 y 100 m (Anadón & Marzo, 1986).

Para Anadón & Marzo (1986), la Fm. Orpí constituye un ciclo deposicionaltransgresivo-regresivo y sus depósitos corresponden a un ambiente de plataformasomera carbonatada.

Por el contenido paleontológico se le atribuye una edad Ilerdiense inferior ymedio (Ferrer, 1971), Ypresiense inferior para Anadón & Marzo (1986).

2.1.3 - Grupo Pontils

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Esta unidad fue creada por Ferrer (1967, 1971) con el rango de formación paracaracterizar los sedimentos continentales y fluvio-lacustres que descansan sobre la Fm.Orpí y son recubiertos por las primeras capas marinas de la Fm. Santa María.Posteriormente, Anadón (1978), desglosó esta unidad en diversas formaciones y elevó laFm. Pontils, de Ferrer, a rango de grupo.

2.1.3.1 - Formación Santa Càndia

Fue creada por Anadón (1978). Recibió este nombre por aflorar extensamente eneste agregado del municipio de Orpí, pero su sección tipo se encuentra al NE de SantMagí de Brufaganya.

Aflora ampliamente en la región, desde las cercanías de la Pobla de Claramunthasta adentrarse en la Conca de Barberà (Colldeforns et al., 1994b; aunque no laindividualizan, la incluyen dentro del Complejo Ulldemolins).

Descansa sobre la Fm. Orpí y en la parte superior por la Fm. Carme. Se trata deniveles margosos y lutíticos, con niveles pedogénicos y de oncolitos (ocasionalmente), yde calizas (con moldes de evaporitas) y dolomías, con intercalaciones de delgados nivelesde areniscas. Su potencia es de 50 m en la sección tipo

Según Anadón & Marzo (1986), al NE abundan los grainstones de miliólidos(cercanías de Carme, según Anadón, 1978) y niveles margosos con fauna de moluscossalobres y alternancias de micritas con carofitas y ostrácodos. En el sector SW abundanlos niveles de calizas con carófitas (para éstas, véase Anadón & Feist, 1981, Anadón etal., 1992).

Siguiendo a Anadón & Marzo (1986), en cuanto al ambiente deposicional, lasprimeras parecen corresponder a un lagoon carbonatado, mientras que hacia el SWpresentan un carácter más lacustre.

Su edad, según Anadón (1978), es Ilerdiense superior - Cuisiense basal. SegúnAnadón & Marzo (1986) es Ypresiense superior (Cuisiense).

2.1.3.2 - Formación Carme

Fue creada por Anadón (1978). Recibe el nombre de la villa de Carme, dondeaflora ampliamente, pero su sección tipo se encuentra al NE de Sant Magí deBrufaganya.

Aflora desde la Pobla de Claramunt y en dirección SW se adentra en la Conca deBarberà (Colldeforns et al., 1994b). Según Marzo & Anadón (1986), ha sido reconocidaen los sondeos de Castellfollit del Boix y de Santpedor, donde constituye gran parte dela sucesión correspondiente al Gr. Pontils.

Descansa sobre la Fm. Santa Càndia y en la parte superior, por las Fms.Valldeperes, Fontanelles y Pobla de Claramunt. Está constituida por lutitas rojas conniveles de arenisca, yeso y, en menor proporción, paleosuelos en la mitad inferior de launidad. Su potencia en la sección tipo es de 310 m (Anadón, 1978), oscilando entre 250y 400 m (Anadón & Marzo, 1986)

El ambiente deposicional de está unidad para Marzo & Anadón (1986) es el deuna llanura lutítica (mud-flat terrígeno), procedentes de inundaciones con carga ensuspensión predominante. Durante largos períodos de exposición subaérea, tendría lugarel enrojecimiento de los materiales y la formación de nódulos evaporíticos sobre el nivel

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freático. También se desarrollarían pequeñas cuencas lacustres con escasos cursosfluviales, de tipo meandriforme.

Contiene algunas carófitas (para éstas, véase Anadón & Feist, 1981, Anadón etal., 1992).

Su edad es aproximadamente Cuisiense (Anadón, 1978) y Cuisiense superior?-Luteciense (Anadón & Marzo, 1986).

2.1.3.3 - Formación Pobla de Claramunt

Esta unidad fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo fue levantada en lasinmediaciones de Carme, aunque recibe el nombre de la Pobla de Claramunt, localidad enla que no puede observarse su parte más inferior.

Aflora en la Pobla de Claramunt; hacia el SW alcanza Santa Maria de Miralles.Su base se encuentra en la Fm. Carme y parte de la Fm Fontanelles; lateralmente,

hacia el SW, pasa a aquella última y a la Fm la Portella; la parte superior esta limitadacon dicha Fm. la Portella. Está formada por una sucesión de lutitas rojizas y nivelesdelgados de areniscas y conglomerados predominantemente calcáreos, con desarrollo atecho de tapices criptalgales. En su sección tipo posee más de 400 m de potencia.

Anadón & Marzo (1986) interpretan esta unidad como las facies distales deabanicos aluviales. Los conglomerados representan rellenos de canales de funcionamientoefímero que, después, se encharcaban, con la formación de las laminaciones algales yoncolitos.

2.1.3.4 - Formación Fontanelles

Esta unidad fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo fue levantado en lascercanías del barranc de Fontanelles, en las inmediaciones del Castell de Miralles.

Aflora entre Sant Magí de Brufaganya y Santa Maria de Miralles.Descansa sobre la Fm. Carme. Lateralmente, hacia el SW, pasa a las Fms.

Valldeperes y Bosc d'En Borràs; hacia el NE a la Fm. Pobla de Claramunt. Se trata deuna alternancia de lutitas rojas y versicolores, con bancos de caliza y, en menorproporción, de areniscas, dolomías y yeso nodular. Su potencia en la sección tipo es de300 m (Anadón, 1978; Anadón & Marzo, 1986).

Las calizas contienen carofitas, ostrácodos y gasterópodos (para las carófitas,véase Anadón & Feist, 1981).

En cuanto a su ambiente deposicional, Anadón & Marzo (1986) interpretan estaunidad como un conjunto de episodios lacustres someros o palustres, desarrollados enuna llanura lutítica marginal o distal con respecto al sistema fluvial representado por laFm. Pobla de Claramunt.

Su edad es Luteciense superior - "Biarritziense" basal, según Anadón (1978) oLuteciense superior - Bartoniense inferior, según Anadón & Marzo (1986).

2.1.3.5 - Formación Valldeperes

Fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo se encuentra en la población deValldeperes.

Aflora desde el área de Carme hasta las proximidades de Sant Magí - lesColomines. Vuelve a reencontrarse en la Conca de Barberà (Colldeforns et al. 1994).

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Descansa sobre la Fm. Carme. Pasa lateralmente a parte de la Fm. Fontanelles. Atecho, está limitada por la Fm. Bosc d'En Borràs. Está formada por dos tramos de lutitasrojas que alternan con dos tramos de dolomías blancas con silex. En amplías zonas secaracteriza por la presencia de yesos nodulares. Su potencia es de 120 m, la cual semantiene en todo el área.

El ambiente deposicional, según Anadón (1978) y Anadón & Marzo (1986) es elde una llanura lutítica y de playa-lakes (sebjas).

Su edad es Luteciense, probablemente medio-superior (Anadón, 1978), oLuteciense superior - Bartoniense inferior (Anadón & Marzo, 1986)

2.1.3.6 - Formación Bosc d'En Borràs

Fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo se encuentra en las inmediacionesdel pueblo de Pontils.

Aflora desde el NE de Valldeperes hasta más allá de Vallespinosa. Continua en laConca de Barberà (Colldeforns et al., 1994b).

Yace sobre la Fm. Valldeperes. Hacia el NE, pasa lateralmente a la Fm. la Portellay en parte a la Fm. Fontanelles, hacia el SW, a la Fm. de l'Illa. Su equivalente lateral es laFm. Morera del Montsant (Colombo, 1986). A techo está limitada por el Gr. SantaMaria. Está constituida por calizas rosadas, grises y pardas, con intercalaciones delgadasde margas y lignitos, organizados en dos tramos, separados por uno intermedio de lutitasrojas. Su potencia es de unos 100 m.

Contienen abundantes gasterópodos, cocodrílidos, mamíferos (para los roedores,véase Anadón et al., 1983) y carófitas (para éstas, véase Anadón & Feist, 1981; Anadónet al., 1992).

El ambiente deposicional (Anadón, 1978; Anadón & Marzo, 1986) es palustre,con abundantes emersiones y trazas de edafización.

Su edad es Biarritziense inferior y quizá de Luteciense terminal (Anadón, 1978) oBartoniense inferior (Anadón et al., 1983; Anadón & Marzo, 1986).

2.1.3.7 - Formación l'Illa

Está unidad fue señalada bajo las siglas "N.D." por Anadón (1978) y "sinnombre" por Anadón & Marzo (1986). Colldeforns et al. (1994b) la denominan de estemodo, pero no señalan sección tipo.

Aflora a partir de Pontils y sigue hacia la Conca de Barberà (Colldeforns et al.,1994b).

Yace bajo la Fm. Bosc d'En Borràs, a la que pasa lateralmente. A techo estálimitada por el Gr. Santa Maria. Se trata de lutitas rojizas bioturbadas y con delgadasintercalaciones de calizas. Su potencia es de 100 a 150 m pero disminuye rápidamentehacia de SW a NE, hecho que sugiere la existencia de una discontinuidad a techo.

El ambiente deposicional sería el de una llanura lutítica en el que coexistirían lagossomeros.

Su edad sería análoga al de la Fm. Bosc d'En Borràs.

2.1.3.8 - Formación la Portella

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Fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo se encuentra en las cercanías delColl de la Portella, en la Serra de Collbàs.

Aflora desde Carme hasta Sant Magí de Brufaganya.Yace sobre las Fm. Pobla de Claramunt, Fontanelles, Bosc d'En Borràs y

Valldeperes. Pasa lateralmente, al NE a la Fm. Pobla de Claramunt, al SW a la Fm. Boscd'En Borràs. La parte superior está limitada por el Gr. Santa Maria. Se trata e niveles delutitas gris-verdosas, amarillentas y en menor proporción rojas que alternan con nivelesde areniscas de hasta 10 m. de potencia y, localmente, de conglomerados. La potencia esmuy variable, llegando a superar los 105 m en su sección tipo.

El contenido paleontológico está formado por ostreidos y organismos litoralesasociados a los niveles de conglomerados, y en los niveles de lutitas grises, ostrácodos yforaminíferos de ambientes lagunares. Según Teixell & Serra-Kiel (1988) se encuentranescasos rotálidos, discórbidos y foraminíferos microbentónicos hialinos indeterminablescon crecimientos aberrantes que caracterizan medios probablemente hiposalinos.

Su ambiente deposicional ha sido interpretado por Anadón (1978) y Anadón &Marzo (1986), como los depósitos de un sistema de lagoon con sedimentaciónsiliciclástica, conectado lateralmente con zonas fluviales y áreas lacustres y parálicas consedimentación carbonatada. Para Teixell & Serra-Kiel (1988), las lutitas corresponden adepósitos de suspensión en partes subacuáticas del lagoon, mientras que los nivelesarenosos pueden representar partes distales de cuerpos deposicionales procedentes delos márgenes del lagoon. Las intercalaciones de ostreidos y cantos son interpretadascomo resultado del transporte desde la costa al interior del lagoon durante episodios detormenta. Las lutitas y areniscas rojas sugieren deposición subaérea en pequeñasdesembocaduras fluviales en el lagoon

Su edad es considerada Biarritziense inferior por Anadón (1978) y Bartoniensepor Anadón & Marzo (1986).

2.1.4 - Grupo Santa María

Esta unidad fue descrita como formación por Ferrer (1971), y dividida en tresmiembros: Collbàs, Igualada y Tossa. La Fm. Santa María fue elevada al rango de grupoy los miembros al rango de formación por Pallí (1972). Hay que añadir el ComplejoDeltaico de Castellolí y la Fm. Riudeboix, unidades creadas posteriormente.

2.1.4.1 - Formación Collbàs

Su sección tipo está situada en la serie de Orpí a Sant Martí de Tous, empezandoa unos 1000 m al N del pueblo de Santa Càndia.

Los afloramientos se distribuyen desde las proximidades del cementerio de laPobla de Claramunt hasta el meridiano de Pontils. En el interior de la cuenca fueronatravesados 100 m en el sondeo de Castellfollit y más de 100 m en el de Guissona(Ferrer, 1971).

Se apoya sobre el Gr. Pontils. Lateralmente, al NE, pasa a la Fm Igualada y alComplejo Deltaico de Castellolí; al SW, pasa a la Fm. Vallespinosa. A techo pasa a laFm. Igualada. Se trata de una asociación compleja de niveles de areniscas, a vecesconglomeráticas, calizas organógenas, calizas detríticas, lutitas y margas grises. Anadón& Marzo (1986) dividen a esta unidad en tres tramos: inferiores, medios y superiores.Los tramos inferiores de esta unidad están constituidos por areniscas y conglomerados

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(nivel de la ermita de Collbàs). Los tramos intermedios constan de una alternancia demargas y niveles de calizas nodulares organógenas con escasas intercalaciones deareniscas. Los tramos superiores están constituidos por potentes paquetes de margascon macroforaminíferos (Nummulites, Discocyclina) y corales solitarios conintercalaciones de calizas (packstones con diversos organismos y colonias coralinas, y dealgas rodofíceas). Modernamente, Travé et al. (1999) designan el primero y el segundode estos tramos como Collbàs inferior, mientras que el tercero se ha desglosado enCollbàs medio y superior. La potencia total de estos materiales es muy variable: en lasección tipo es de 430 m (Ferrer, 1971); en la zona de Santa Maria de Miralles, de 380 m(Ferrer, 1971; Anadón & Marzo, 1986).

El contenido paleontológico de estos materiales es muy numeroso. Losforaminíferos han sido estudiados e interpretados por Ferrer (1971), Serra-Kiel (1984),Teixell & Serra-Kiel (1988) y Romero & Caus (1999, 2000). Es destacable la presenciade Alveolina fragilis Hottinger, Alveolina fusiformis Sowerby y Orbitolites sp. en lostramos más calcareníticos. Nummulites perforatus De Montfort forma un banco muycontinuo que aflora entre el castillo de la Pobla de Claramunt hasta más allá de lesColomines, en Santa Maria de Miralles, con un espesor muy constante de varios metros.En las lutitas amarillentas del tramo medio aparece el Nummulites hottingeri Schaub,Nummulites striatus Bruguière, operculinas y discocyclinas (Teixell & Serra Kiel, 1988).El tramo superior es rico en corales (Solé, 1942; Alvarado et al., 1947).

La fauna de crustáceos decápodos fue estudiada por Via (1969), caracterizandolos hallazgos dentro de esta formación caracterizan una asociación de especies quedenomina "Fauna carcínica de Collbàs" (que no es exclusiva de ella, ya que aparecen enotras formaciones; la denominación Collbàs utilizada por Via no es equivalente a launidad litostratigráfica): Portunus catalaunicus (Via), Montezumella amenosi Via yRetrocypoda almelai Via, principalmente.

Los conglomerados y areniscas basales (Nivel de la Ermita de Collbàs) soninterpretados por Anadón & Marzo (1986) como depósitos de playa y shorefaceligados a los episodios iniciales de la transgresión "biarritziense" y, cuando estos tramosse localizan sobre la Fm. la Portella, corresponden a depósitos de complejo de islabarrera que transgredían sobre la facies de lagoon. Teixell & Serra-Kiel (1988)interpretan estos materiales como sedimentos erosionados de una isla-barrera ytransferidos al lagoon durante tormentas, formando abanicos. De la coalescencia de estosabanicos se originó el nivel de la Ermita de Collbàs. Faltarían depósitos propiamentedichos de isla-barrera o playa; solamente el paquete arenoso existente en Santa Maria deMiralles representaría un resto de isla-barrera. Según aquellos autores, existe unadisconformidad entre los sedimentos transicionales y los marinos.

Los tramos medios son interpretados como facies asociadas al desarrollo debancos de nummulites, acumulaciones in situ de barras paralelas a la costa. Teixell &Serra-Kiel (1988) las interpretan como pertenecientes a un medio de plataforma internafangosa donde se ubicaban una serie de barras o bajíos sublitorales y bancos de carácterarrecifal o paraarrecifal. Las barras arenosas y bioclásticas y los bancos de nummulites sedisponían paralelos a la costa, con un ligero relieve positivo.

Los tramos superiores constituyen depósitos de plataforma más abierta condesarrollo de parches arrecifales.

Para Anadón & Marzo (1986) la sucesión completa de esta formación registrauna secuencia transgresiva.

La edad de la Fm. Collbàs es Bartoniense.

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2.1.4.2 - Formación Igualada

Su sección tipo se sitúa en las inmediaciones del cementerio de la Pobla deClaramunt, junto a la vía férrea (Km 5,6) y en un pequeño torrente que desemboca al ríoAnoia; a partir de aquí, sigue el torrente del Marqués y finaliza en Peña Aguilera, al N deCan Quim y Can Riera y al E del pueblo de Òdena (Ferrer, 1971).

Se halla ampliamente distribuida en toda la Región de Igualada, desde Castellolíhasta Pontils. En el interior de la cuenca, fueron atravesados unos 650 m en Castellfollitdel Boix, 700 m en el de Guissona y de 400 m en el de Pinós, donde se abandonó (Ferrer,1971).

Su límite inferior es la Fm. Collbàs, a la cual pasa también lateralmente; hacia elNE lo hace hacia el Complejo Deltaico de Castellolí y los Conglomerados de Montserrat,y al SW lo hace a la Fm. Vallespinosa. A techo encuentra a la Fm. Tossa, los Yesos deÒdena y la Fm. Artés.

Está constituida por una potente sucesión de lutitas calcáreas azules o margas,con esporádicas intercalaciones, poco potentes, de margocalizas y más raramente dearenisca. En la sección tipo, su potencia es de 450 m; en Santa Maria de Miralles, 265 m(Ferrer, 1971); en las cercanías de Igualada es superior a 500 m; disminuyen rápidamentehacia el S, donde está representada sólo por 200 m (Anadón & Marzo, 1986).

Estos materiales son pobres en fauna. Los nummulítidos son raros y algo másabundante Discocyclina (Teixell & Serra-Kiel, 1988).

En ellas, se encuentra la "Fauna carcínica de Gurb" de Via (1969), caracterizadasobre todo por la presencia de Harpactocarcinus punctulatus Desmarest.

Esta unidad ha sido interpretada como depósitos de plataforma y prodelta de loscomplejos fluvio-deltaicos de borde de cuenca (Rosell et al., 1973). Según Anadón &Marzo, 1986, corresponde a depósitos de plataforma más abierta que los de la Fm.Collbàs y registra el momento culminante de la transgresión "biarritziense". Para Teixell& Serra-Kiel (1988) representan las zonas más profundas de la plataforma (máximotransgresivo), aunque siempre por encima de la zona afótica; los depósitos aisladoscalcareníticos o de acumulación de foraminíferos los interpretan como depósitos detormenta.

A partir de Ferrer (1967, 1971) estos materiales fueron considerados con unaedad comprendida entre el Biarritziense medio y el Priaboniense medio. Anadón &Marzo (1986) los consideran pertenecientes al Bartoniense medio - Priabonienseinferior. Actualmente, según Romero (1999, 1999b) y Romero et al. (1999), pertenecenal Bartoniense medio y superior, con el límite Bartoniense - Priaboniense dentro de losmateriales continentales superiores.

2.1.4.3 - Formación Tossa

Su sección tipo, según Ferrer (1971) es una parte determinada de la columnamedida desde Orpí a Sant Martí de Tous. Como base de la misma tomó el escarpadocalizo en gruesos bancos que se encuentra al N de Can Vidal y termina con la última capade facies marina en contacto con la serie continental roja suprayacente, al N de CanAmigó. Un corte complementario es el que realizó Salas (1979) a lo largo de la carreterade acceso al santuario de la Tossa de Montbui.

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La Fm. Tossa aflora ampliamente en la Región de Igualada, a excepción de suparte central, entre l'Espelt y las afueras de Òdena. Según Ferrer, no ha sido hallada en elcentro de la cuenca.

Esta unidad yace sobre la Fm. Igualada. Lateralmente, pasa a dicha formación; alos Conglomerados de Montserrat al NE; al SW, a la Fm. Vallespinosa. En su partesuperior, está en contacto con la Fm. Artés. Está constituida fundamentalmente porcalizas, en las que abundan las bioconstrucciones coralinas, y por intercalaciones deconglomerados y areniscas. Al NE de la Región de Igualada, en la zona de contacto con laCordillera Costera Catalana, presenta un carácter más detrítico, con intercalaciones deareniscas y conglomerados. Esta unidad es de espesor muy variable, siendo en su seccióntipo de unos 155 m.

Contiene, entre otros, una abundante fauna de foraminíferos (estudiados porFerrer, 1971; Serra-Kiel, 1985; Teixell & Serra-Kiel, 1988; Romero, 1999; Romero et al.,1999); corales (conjuntamente con los de las demás formaciones por Felix, 1910; Solé,1936, 1942; Alvarado et al., 1947; Reig, 1988, 1990; modernamente han sido objeto de latesis doctoral de Álvarez, véase Álvarez, 1997).

Esta unidad presenta un marcado carácter regresivo con respecto a lasinfrayacente Fm. Igualada (Anadón & Marzo, 1986). Salas (1979) distingue hasta tresepisodios arrecifales superpuestos.

Ferrer (1971) ha considerado estos materiales como pertenecientes alPriaboniense por la existencia de Pellatispira sp. cf. madaraszi (Hantken), Chapmaninagassinensis (Silvestri) y Heterostegina sp. y también Clavulina angularis d'Orbigny.Romero (1999, 1999b), Romero et al. (1999), Romero & Caus (2000), colocan a estosmateriales dentro del Bartoniense superior por la presencia de Assilina schwageiSilvestri, Operculina roselli Hottinger y Nummulites ptukiani Prever (sensu Schaub).

2.1.4.4 - Formación Vallespinosa

Fue creada por Colldeforns et al. (1994). Su sección tipo es la zona al N deVallespinosa. También aflora al S de Barberà de la Conca (torrent del Pont de Fusta o laBànima); en esta zona, fue designada por Colombo et al. (1995) como Unidad de laBànima.

Además de aflorar en Vallespinosa, también lo hacen 500 m al S de Barberà de laConca.

Se apoya sobre el Grupo Pontils y al SW, en la zona de Barberà, sobre la Fm.Montblanc, a la cual también pasa lateralmente y a techo. Al NE, pasa lateralmente a lasFms. Collbàs, Igualada y Tossa. A techo se encuentra, además de la Fm. Montblanc yacitada, la Fm. Riu Boix y, en disconformidad, la Fm. Sant Miquel de Montclar. Se tratade areniscas bioclásticas (biocalcarenitas) y margas gris amarillentas que intercalan algúnnivel de areniscas conglomeráticas. Su potencia es de 120 m. en su sección tipo.

Contienen foraminíferos, moluscos, ostrácodos y dientes de peces (Colldefornset al., 1994; Colombo et al., 1995).

En cuanto al ambiente deposicional, Colldeforns et al. (1994) la consideran comomuy litoral.

Su edad es considerada por Colombo et al. (1995) como Priaboniense basal oquizás al tránsito Bartoniense-Priaboniense.

2.1.4.5 - Complejo deltaico de Castellolí

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Bajo esta denominación son agrupadas por Travé et al. (1999), las unidadesinformales creadas por Anadón (1978b) y por Anadón & Marzo (1986) en la zona de elsBrucs (entre Igualada y Montserrat). Estas unidades fueron incluidas por Ferrer (1971)dentro de la Fm. Collbàs.

2.1.4.5.1 - Conglomerados del Turó d'En Tort

Esta unidad informal fue creada por Anadón (1978b). Designa a una potente serieconglomerática de más de 100 m (los 300 m que señalaba Anadón, 1978, fueronrectificados por Anadón & Marzo, 1986). Yace sobre los niveles de la Fm. Collbàs en lazona del Maset del Mabres. Lateralmente, hacia el NW, pasa a las Areniscas de la RocaCagadera; hacia el SE, está limitada por la escama de tectónica dels Brucs (o de la FembraMorta). Ha sido dividida en tres tramos: el inferior, formado por una serie granocrecienteque aflora ampliamente en el Maset del Mabres y Can Tort; tramo medio deconglomerados poligénicos con intercalaciones de areniscas, tramo superior de brechaspoligénicas rojas con lutitas de igual color.

El tramo inferior es interpretado por Anadón & Marzo (1986) como unasecuencia de fan-delta. El resto, corresponde a depósitos proximales de un sistema deabanico aluvial - fan-delta que transportaba carga muy gruesa procedente deldesmantelamiento de la cobertera y parte de zócalo de la escama de els Brucs.

2.1.4.5.2 - Areniscas de la Roca Cagadera

Esta unidad informal fue creada por Anadón & Marzo (1986). Designa un nivelde hasta 30 m de potencia de areniscas, localmente masivas (Cingle de la Roca Cagadera),pero que, al S de Castellolí, consta de 3 niveles de areniscas de hasta 7 m de potencia conintercalaciones margosas. Presentan estratificación cruzada de gran escala, con foresets dehasta más de 7 m de altura. Los canales indican dirección de transporte NW-SW a NNE-SSE. Unos 400 m al W del afloramiento situado al S de Castellolí, al ESE de les Cases del'Alzina, está formado por margas con intercalaciones de delgados niveles de arenisca yque culminan a techo con un nivel de conglomerados. Lateralmente, pasa a la Fm.Igualada. A techo, parte a la Fm. Igualada y parte a la Fm. Tossa.

Estos autores interpretan esta unidad como depósitos de lóbulo de fan-delta,cuyas facies proximales corresponden a los conglomerados del Turó del Tort.

Estos materiales, junto con las Conglomerados del Turó d'En Tort, sonconsiderados como pertenecientes al Bartoniense medio-superior (Anadón & Marzo,1986).

2.1.4.5.3 - Margas y Calizas de Castellolí

Esta unidad informal es empleada por Travé et al. (1999) para designar el techodel Complejo Deltaico de Castellolí, aunque estos autores lo hagan de maneraindependiente a dicho Complejo. Constituiría la parte basal de la unidad designada porAnadón & Marzo (1986) como Fm. Tossa, pro parte, osea "los niveles de origen marinoque yacen sobre los Conglomerados del Turó d'En Tort y las Areniscas de la RocaCagadera".

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Estos materiales se formaron en áreas someras (a techo de las facies deltaicas)con calizas ricas en ostreidos de gran tamaño y por packstones y grainstonesconstituidos por grandes foraminíferos y, localmente, corales y rodofitas coralinas,alterando con intervalos de margas con grandes foraminíferos, briozoos, gasterópodos,etc. El máximo espesor de esta unidad es de 42 m. Hacia el centro de cuenca, pasalateralmente a un intervalo de más de 220 m de potencia de margas con fósiles marinos(que ha se incluye en la Fm. Igualada).

Su edad es Bartoniense medio a superior.

2.1.5 - Formación Riu Boix

Fue creada por Ramírez et al. (1991) para designar los materiales eminentementelutíticos que se disponen encima de la Fm. Tossa (véase también el apartadocorrespondiente a esta unidad en la memoria explicativa de la Hoja de Cervera, ITGE,1998). En realidad, estos fueron incluidos por Ferrer a techo de su Fm. Tossa, puestoque en la sección tipo corresponden a los "30 m de arcillas arenosas rojo-ladrillo conrapidísimos cambios laterales de facies y que en su techo hay una intercalación de arcillasarenosas gris-amarillentas que son el último vestigio marino". El Complejo Terminal quecitan Travé et al. (1999) corresponde en parte a la Fm. Riu Boix. Su sección tipo seencuentra paralelo al Riu Boix, a lo largo de la pista que conduce al pueblo de Bellprat.

Esta formación aflora desde Sant Martí de Tous hasta más allá del SW deBellprat.

Se apoya sobre la Fm. Tossa y pasa a techo a la Fm. Artés. La Fm. Sant Miquelde Montclar reposa encima suyo en disconformidad. Se trata de lutitas amarillentas yrojas con intercalaciones de calizas bioclásticas y arenosas en la parte inferior; el resto dela sucesión está formada por intercalaciones centi a decimétricas de areniscas de granofino y algún lecho lignitífero de grosor centimétrico. Su potencia es de unos 110 m en lasección tipo.

Según Ramírez et al. (1991), contienen abundantes foraminíferos, algasrodofíceas, briozoos, radiolas de equinodermos, algún bivalvo y ostrácodos.

El medio en el cual se sedimentó esta formación fue el de un lagoon, consubambientes que van desde marjales costeros hasta las facies de back-reef, pero conaportes de procedencia continental.

Ramírez et al. (1991), por el contenido faunístico, consideran a esta formacióncomo Priaboniense. Según las determinaciones de Romero (1999), Romero et al. (1999) yRomero & Caus (2000), la colocarían dentro del Bartoniense superior.

2.1.6 - Formación Montblanc Fue creada por Colombo (1986). Su sección tipo se encuentra entre el Molí de

Vent (municipio de Montblanc) hasta la partida de la Coma Estreta (l'Espluga deFrancolí).

Aflora entre la Serra de Prades y la Serra de Miramar.Se apoya sobre los materiales del Gr. Pontils (Fm. Morera en Colombo, 1986).

Al SW está limitado por la Serra de Prades; al NE pasa lateralmente a la Fm.Vallespinosa. Reposan a techo los materiales carbonatados de la Fm. Sarral y,parcialmente en disconformidad, la Fm. Sant Miquel de Montclar. Se trata de lutitasrojas con esporádicos niveles de areniscas, con aumento de las intercalaciones de

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conglomerados hacia el E. En la parte superior, menos terrígena, se encuentran niveles deyeso (Yesos de Pira). Su potencia es de 220 m. en la sección tipo.

El contenido paleontológico se restringe a carófitas, ostrácodos y gasterópodos.Según Colombo, representa la expansión hacia el SW de los sistemas aluviales

inferiores a la implantación de la Unidad Montclar. Corresponde a una sedimentación departes muy distales de abanicos aluviales que llegarían hasta una zona de mud-flat biendesarrollada, con encharcamientos esporádicos.

Su edad es Bartoniense- Priaboniense (Colombo et al., 1995).

2.1.7 - Yesos de Òdena

Esta unidad informal es una parte del cinturón sulfatado de la cuenca evaporíticaque representa la Fm. Salina de Cardona (Riba, 1967), la cual solo aflora en la Montanyade Sal de Cardona. Constituye un macrociclo sedimentario que empieza y termina porfacies sulfatadas. Los Yesos de Òdena pasan en profundidad y hacia el centro a salessódicas y potásicas. Su potencia está alterada por la halocinesis (Riba, 1967; Ortí et al.,1985). Se apoyan sobre la Fm. Igualada. A techo, están recubiertos en disconformidadpor la Fm. Artés.

Según Burbank et al. (1992) y Verges & Burbank (1996) mediante datosmagnéticos, las evaporitas de Cardona fueron depositadas hacia 37,2 Ma al comienzo delPriaboniense. Una datación radiométrica reciente (Taberner et al., 1999) de las silvinitasde la mina de Suria dentro de la Fm Salina de Cardona, da para aquellos materiales unaedad de 37,06 ± 0,8 Ma y para las anhidritas intercaladas entre las sales potásicassugieren una edad más reciente (35,1 ± 0,4 a 33,8 ± 0,2 Ma). Estas datacionesrejuvenecerían las formaciones marinas más altas y entran en contradicción con lasdataciones indicadas en el apartado de las Fms. Igualada y Tossa.

Existen diversos afloramientos de los Yesos de Òdena entre Sant Martí de Tousy Òdena (Hoja de Igualada del IGME, 1975).

2.1.8 - Formación Artés

(Véase apartado 2.2.17)Esta unidad aflora a desde el meridiano de Pontils hasta más allá de Castellfollit

del Boix, ocupando el ángulo NW de esta región.Yace sobre la Fm. Riudeboix, Yesos de Òdena y Fm. Igualada. La Fm. Artés pasa

lateralmente a la parte superior de los Conglomerados de Montserrat.Según Romero (1999) el límite Bartoniense-Priaboniense se halla en esta

formación.

2.1.9 - Unidad les Morelles

Con esta unidad informal, denominada por Anadón (1978) como"Conglomerados de les Morelles" y por Anadón & Marzo (1986) como "Brechas de lesMorelles", culmina la sucesión paleógena adosada a la escama cabalgante de els Brucs. Setrata de brechas con intercalaciones de lutitas rojas.

Estos depósitos fueron originados en conos de deyección que hacia el N pasan alos materiales de la Fm. Artés.

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2.1.10 - Formación Sant Miquel de Montclar

Fue creada por Colombo (1986). Su sección tipo se encuentra en la Serreta deValldosera desde su articulación con la Serra de Comaverd hasta las colinas situadas enlas inmediaciones de Montbrió de la Marca.

Esta unidad aflora entre Cabra del Camp y el meridiano de Pontils.Yacen discordantemente sobre los materiales triásicos y terciarios basales muy

inclinados; en el sector de Pontils, en concordancia aparente sobre la Fm. Riu Boix. Son,en parte, equivalentes laterales de la Fm. Montblanc. A techo, pasan a los materialescarbonáticos de la Fm. Sarral. Principalmente, son materiales conglomeráticos, conintercalaciones areniscosas en la parte media y areniscosas y lutíticas en la superior. Supotencia es variable, pero en su sección tipo es de 325 m.

Fueron depositados por corrientes acuosas con marcado carácter tractivo. Elconjunto responde a la construcción de abanicos aluviales al pie de un escarpe con unaimportante ruptura de pendiente y que esporádicamente se expansionaban hacia unazona de mud-flat, en el que las condiciones de encharcamiento eran cada vez másevidentes.

Su edad parece ser Priaboniense (Colombo, 1986; Colldeforns et. al., 1994;Colombo et al., 1995) o Priaboniense superior-Estampiense inferior (Hoja de Cervera delITGE, 1998).

2.1.11 - Ciclos Sedimentarios

Para el Bartoniense marino, Serra-Kiel et al. (1997), Travé et al. (1999),distinguen un primer ciclo que corresponde a la Fm. Collbàs, cuya base es el contactocon el techo de los sedimentos continentales del Gr. Pontils. En el sector SW, la basetransgresiva está formada por conglomerados, areniscas y lutitas que forman parte de unlagoon siliciclástico y complejo de isla-barrera; siguen barras bioclásticas con bancos deNummulites perforatus y parches arrecifales. El techo de este sistema transgresivoestaría formado por margas con abundantes corales solitarios y Nummulites striatus queindicarían el máximo de la transgresión. Al NE, el sistema transgresivo es mucho másdetrítico y estaría formado por conglomerados y areniscas en la base, seguidos porareniscas y niveles calcáreos construidos por corales y algas calcáreas.

El sistema regresivo de este primer ciclo esta representado en el sector SW porconstrucciones debidas a parches arrecifales, que alternan con margas con abundantesNummulites y Assilinas. En el NE por niveles calcáreos coralinos y algales, alternantescon niveles ricos en Nummulites y Discocyclina; en la parte superior, se encontraríandepósitos aluvio-deltaicos (Conglomerados del Turó d'En Tort, Areniscas de RocaCagadera), progradantes hacia el NNW y pasando lateralmente a margas y también algúnolistolito (Mollons).

El segundo ciclo bartoniense empezaría con un sistema transgresivo formado porconglomerados, areniscas y calizas coralinas y algales en la parte inferior, pasandoprogresivamente a margas con abundantes Discocyclina y Assilina; el resto estaríaformado por margas con grandes foraminíferos, briozoos y bivalvos. El punto máximo dela transgresión vendría representado por un nivel lumaquélico con grandes Discocyclina.

El sistema regresivo corresponde con la Fm. Tossa. En el sector NE porsedimentos deltaicos representados por conglomerados y areniscas alternantes conepisodios arrecifales. En el sector SW por construcciones arrecifales sobre las cuales se

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depositaron los sedimentos evaporíticos de la Fm. Cardona. La Fm. Igualada sería elequivalente lateral de los dos sistemas regresivos (Collbàs superior y la Tossa) y lasmargas de los sistemas transgresivos.

2.2 - REGIÓN DE MANRESA

La situación de las unidades estratigráficas que se sintetizan a continuación,puede verse en las figs.


Esta unidad ya fue tratada en la Región de Igualada.En esta región se extiende desde Collbató hasta el valle del Congost.Su base es variable (granitoides, materiales paleozoicos y triásicos). Su techo es

variable; en el área de Montserrat - St. Llorenç de Munt es la Fm. Cairat, excepto enCollbató que lo hace la Fm. la Salut; en el área de Sant Feliu de Codines-Congost lo hacenlos Conglomerados de Riells del Fai. Su potencia varia de 10 a 60 m.

En varios puntos (Montserrat, St. Feliu del Racó, Bigues i Riells y Congost)presenta el gasterópodo continental Vidaliella gerundensis (Vidal) y Microcodium.

2.2.2 - Formación Cairat

Esta unidad fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo se encuentra en lasinmediaciones de la presa del Cairat, sobre el río Llobregat.

Se extiende desde un Km al E de Collbató hasta más allá del río Ripoll.Desaparece hacia el centro de cuenca, ya que el sondeo de Santpedor no la corta (Anadón& Marzo, 1986).

Se apoya sobre la Fm. Mediona. Está formada por brechas de cantos calcáreos ydolomíticos, alternando con niveles lutítico-arenosos rojos, sometidos a calichificación.Ocasionalmente, contiene olistolitos. Su potencia es variable: 78 m. en el Cairat y 200 men la riera de Sant Jaume (Olesa de Monserrat) y río Ripoll.

Anadón & Marzo (1986) la interpretan como depósitos de conos de deyección,adosados al pie de un relieve con fuertes pendientes, en el que predominaban lostransportes en masa.

Su edad es imprecisa. Para Anadón (1978) es posterior al Ilerdiense inferior yanterior al Luteciense; Anadón & Marzo (1986) la atribuyen al Ypresiense inferior.

2.2.3 - Formación la Salut

Fue creada por Anadón (1978). Su sección tipo se encuentra a lo largo del ríoLlobregat, desde el Cairat hasta la zona del puente del Aéreo de Montserrat.

Se extiende desde las proximidades de Collbató hasta la Serra de les Pedritxes.Yace sobre la Fm. Cairat y, en las proximidades de Collbató, sobre la Fm.

Mediona; el limite superior son los Conglomerados de Montserrat. Está formada porniveles de areniscas que alternan con bancos poco potentes de lutitas rojas y conconglomerados hacia la parte superior; esporádicamente carbonatos con huellas de

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edafización (riera de Sant Jaume). Su potencia es de unos 350 m en el Llobregat; segúnAnadón & Marzo (1986), oscilaría entre 170 y 350 m.

Contiene diversos restos de gasterópodos lacustres y carófitas (Anadón, 1978).Se trata de depósitos distales de amplios abanicos aluviales dominados por

procesos fluviales. El cambio operado respecto a la Fm. Cairat, sugiere un mayor gradode jerarquización y encajamiento de la red fluvial que alimentaba dichos abanicos, comoresultado de la progresiva acentuación de los relieves del borde de la cuenca del Ebro.

Su edad es Cuisiense-Luteciense.

2.2.4 - Areniscas y conglomerados rojos (Fm. Vilanova de Sau)

(Véase apartado 2.3.2). Forman parte de los Conglomerados de S. Miquel del Fai(Reguant, 1967). Son incluidos en la Secuencia de Rellinars (Maestro, 1991), dentro delComplejo deltaico de St. Feliu de Codines-Gallifa (Capdevila & Remacha, 1994).

Aflora al E de esta región, desde las inmediaciones de St. Feliu de Codines, S.Miquel del Fai hacia el Congost.

Se apoyan sobre la Fm. Mediona y a techo encuentran la Fm. Romagats.Su edad en esta región comprende el Ilerdiense y el Luteciense.

2.2.5 - Conglomerados y areniscas rojas (Fm. Romagats)

(Véase apartado 2.3.3). Forman parte de los Conglomerados de S. Miquel del Fai(Reguant, 1967). Son incluidos en la Secuencia de Rellinars (Maestro, 1991), dentro delComplejo deltaico de St. Feliu de Codines-Gallifa (Capdevila & Remacha, 1994).

Aflora al E de esta región, desde las inmediaciones de St. Feliu de Codines, St.Miquel del Fai hacia el Congost.

Se apoyan sobre la Fm. Vilanova de Sau y a techo encuentran los primeroshorizontes marinos que constan de areniscas grises de la unidad de Calizas del Cerdà.

Su edad en esta región comprende el Luteciense y la base del Bartoniense.

2.2.6 - Niveles de Brechas de Pizarra

Son así denominados por Anadón (1978), una serie de niveles con característicasmuy semejantes entre sí (cantos angulosos, mal seleccionados, constituidos pormateriales paleozoicos casi exclusivamente) y en posición estratigráfica diversa. Todostienen nombres informales: Nivel de can Sabater (sobre la Fm. Cairat y bajo losConglomerados de Sant Llorenç de Munt, entre Matadepera y el Ripoll), niveles de CanFerrés (que se indentan en la Serra de l'Obac, con los Conglomerados de Sant Llorenç deMunt), Niveles de la Torre (en Vacarisses). Según Anadón (1978), representandepósitos de conos o de taludes, recibiendo aportes de relieves paleozoicos.

2.2.7 - Complejo deltaico de Sant Llorenç de Munt

En este apartado se incluyen una serie de unidades informales creadas porAnadón (1978), de naturaleza continental y de transición y que hacia el centro de cuencapasan a los materiales del Grupo Santa Maria. son las siguientes:

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Conglomerados de Sant Llorenç de Munt - Designa diversas faciesconglomeráticas y arenosas depositadas en áreas proximales de abanicos aluviales.Lateralmente pasan a la Facies de Vacarisses, facies de Sant Llorenç Savall y niveles delGrupo Santa Maria

Facies de Vacarisses - Transito lateral de los Conglomerados masivos deMontserrat y de Sant Llorenç de Munt y que ocupan la depresión geográfica de estenombre. Están constituidos por areniscas y lutitas rojas, con algún bancoconglomerático, correspondientes a facies distales y marginales de abanicos aluviales.

Facies de Sant Llorenç Savall - Yacen sobre tramos de conglomerados de SantLlorenç de Munt, pasando lateralmente a niveles altos de los mismos. Ocupan lasproximidades de Sant Llorenç Savall. Está formada por potentes tramos arenosos rojosque intercalan hiladas lutíticas y niveles de conglomerados.

2.2.8 - Complejo de abanico deltaico de Montserrat

Según Anadón & Marzo (1986) comprende tres cinturones de facies originadaspor la interferencia de varios sistemas deposicionales localizados a lo largo de un margentectónicamente activo que registró sucesivos episodios transgresivos durante elBartoniense. De S a N son las siguientes:

a )- Conglomerados masivos. Fueron depositados en las partes subaéreas másproximales del sistema de abanico deltaico de Montserrat. Este sistema progradantehacia el N-NW, se localiza entre el río Llobregat y la escama cabalgante de els Brucs. AlE del Llobregat pasan a la Facies Vacarisses, citada más arriba, que a su vez y tambiénhacia el E, se relaciona con los Conglomerados de St. Llorenç del Munt. Su potencia esde más de 1.300 m. Fue depositada entre el Luteciense superior y el Priaboniense,cubriendo un área de 5 Km de longitud por 10 Km de anchura.

Anadón & Marzo (1986) distinguen 8 niveles conglomeráticos separados porintercalaciones de areniscas rojas que constituyen niveles fotogeológicos relativamentecontinuos. De abajo a arriba las denominan: les Bruixes, Pas de la Barra, la Valentina,Mullapans, la Trona, S. Benet, Santa Creu y Sant Jeroni. Cada una de estas unidadesconstituye secuencias negativas de 75 a 250 m de potencia, con conglomerados de cantosbien rodados, carbonatados (triásicos, cretácicos), aumentando a techo el porcentaje declastos paleozoicos.

b )- Cuerpos canaliformes de conglomerados intercalados entre areniscas y lutitasrojas que sustituyen a los anteriores. Las paleocorrientes de los canales se orientan haciael N-NE y NW-WNW; estas últimas pueden atribuirse, en parte, a la influencia delComplejo de Sant Llorenç de Munt, acrecentada a medida que se aleja del borde decuenca.

c )- Conglomerados, areniscas, biocalcarenitas, calizas y lutitas transicionales ymarinas. Hacia el N, estos materiales sustituyen a las facies aluviales distales anteriores.

Según Anadón & Marzo (1986), algunos sondeos localizados 20 a 30 Km al Ndel actual borde de cuenca muestran el paso lateral de este tipo de materiales a unasucesión esencialmente margosa similar a la descrita en la zona de Igualada.

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En su parte más proximal, estos depósitos transicionales y marinos constituyencinco cuñas que onlapan los depósitos subaéreos, reflejando otros tantos episodiostransgresivos principales que pueden relacionarse con diferentes niveles deconglomerados masivos. Son denominadas: A o Monistrol; B o Bogunya; C y D o laCalsina; y E o Marganell. Cada una de estas cuñas marinas presenta una ordenaciónsecuencial que registra un primer episodio de elevación relativa del nivel del mar,posteriormente compensado por los aportes detríticos, aunque esta fase de progradaciónposterior engloba a su vez varios episodios transgresivos de menor rango que setraducían en el abandono o destrucción de los lóbulos deltaicos o de abanico deltaico. Losdepósitos que constituyen las dos cuñas inferiores reflejan un predominio de aportesprocedentes del Complejo de Sant Llorenç de Munt, mientras que las tres superioresmuestran un predominio de aportes procedentes del fan delta de Montserrat.

El conjunto de los depósitos transicionales pasa lateralmente a sedimentossubacuáticos originados en un fan-delta front, dominado por la acción del oleaje.Predominan las areniscas en la base y conglomerados a techo, de hasta 15 m de potencia.Se originaron por la progradación de barras de desembocadura, cuyo abandono se registrapor perforaciones en los cantos de los pavimentos.

Las facies más distales de estos lóbulos, están representadas por secuenciasnegativas de lutitas y areniscas, de hasta 10 m de potencia. Contienen abundante faunamarina. Estas secuencias pasan lateralmente a lutitas de mar abierto

2.2.9 - Conglomerados de Gallifa

Esta unidad informal ha sido citada escuetamente por Anadón et al. (1979) paradesignar la unidad conglomerática que conforma los cantiles del N. de Gallifa y queocupan una posición estratigráfica y ambiente de sedimentación similar a losConglomerados de St. Llorenç de Munt.

2.2.10 - Caliza del Cerdà

(Véase apartado 2.3.11). Fueron incluidas por Ferrer (1971) dentro de su Mb.Collbàs. Forman parte del Complejo deltaico de Sant Feliu de Codines-Gallifa(Capdevila & Remacha, 1994).

Sustituyen los cantiles por encima de St. Miquel del Fai y St. Feliu de Codines.Se apoyan sobre la Fm. Romagats, pasando gradual y lateralmente una a la otra.

A techo, encuentran a la Fm. Igualada y a las Areniscas de Centelles. En esta regiónadquieren un carácter muy detrítico, formadas por potentes paquetes de areniscascalcáreas, pero con algunas intercalaciones de calizas arrecifales y lutitas grisamarillentas. Reguant (1967) en la serie 2 que va desde l'Unyó a Riells del Fai, pasandopor l'Ollar, señala una potencia para esta unidad de 252,4 m. Al E de St. Miquel del Faisupera los 400 m (Capdevila & Remacha, 1994).

Contienen macroforaminíferos (principalmente nummulites), moluscos yequinoideos.

Su edad es Bartoniense inferior. Una datación radiométrica reciente (Taberner etal., 1999) para la glauconita de las margas por encima los conglomerados transgresivosdel sector de Aiguafreda, da para estos materiales una edad de 46,8 ± 0,8 Ma, es decir,Luteciense.

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2.2.11 - Formación Igualada

Afloran entre Moià y Artés (riera de Mal-rubí, Vilaplana, 1977). No se observasu base. Lateralmente hacia el S pasan a las Areniscas de Centelles y materiales delComplejo de St. Llorenç de Munt. Encima, reposan los Yesos de Artés y la Fm. Artés.

2.2.12 - Caliza del Mas Blanc

(Véase apartado 2.3.14)Afloran en los alrededores de St. Quirze Safaja, intercaladas entre los materiales

lutíticos de la Fm. Igualada.

2.2.13 - Areniscas de Centelles

(Véase apartado 2.3.15)Afloran desde Calders hacia el E, en Moià, Castellterçol y en la zona de

Castellcir.Fueron reconocidas por Vilaplana (1977) en la zona de Calders, quien las

considerada un equivalente marino de los Conglomerados de St. Llorenç de Munt.Constan de areniscas, lutitas y conglomerados grises o amarillentos y ordenadosformando secuencias de grano y estratocrecientes. Se apoyan en parte sobre losanteriores y sobre la Fm. Igualada. Pasan lateralmente y a techo a las Calizas deCollsuspina.

Vilaplana (1977) identifica ambientes de playa, shoreface, fan-deltas y barraslitorales. En realidad se reconocen los ambientes señalados por Maestro (1991) para elComplejo deltaico de St. Llorenç de Munt (ver apartado 2.2.18).

Su edad es Bartoniense superior.

2.2.14 - Calizas de Collsuspina

(Véase apartado 2.3.16).Afloran entre Calders y Moià y forman la parte alta de los relieves tabulares

ligeramente inclinados al N de la zona de Castellcir, E de Moià y Collsuspina, de dondereciben su nombre.

Fueron estudiadas en los alrededores de Calders por Vilaplana (1977). Maestro(1991) las coloca dentro de su Secuencia Peramola (ver apartado 2.2.18).

Al S pasan lateralmente a las areniscas de Centelles y al N a la Fm. Igualada. Atecho están limitadas por el Complejo de Calders y el Complejo transicional (en elsentido de Travé et al., 1996).


2.2.15 - Complejo de Calders

Esta unidad informal fue dado por Vilaplana (1977) a aquellos materiales quetienen como límite inferior la Caliza de Collsuspina y como superior la Fm. Artés. ElComplejo terminal en el sentido de Travé et al. (1996) es asimilable a esta unidad.

Consta de una alternancia de areniscas amarillas de grano fino bioturbadas, conripples de oscilación y estratificación cruzada de bajo ángulo. Más arriba se intercalan

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cuñas de areniscas y lutitas rojas con alguna pasada de conglomerados. Siguen nivelescarbonatados de miliólidos y algal-mat. Su espesor es de unos 25 m.

Según Vilaplana constituye un sedimentos de nearshore muy proximal queevoluciona a un ambiente de condiciones restringidas.

2.2.16 - Yesos de Artés

Esta unidad informal representa el cinturón sulfatado de la cuenca evaporíticamaterializada en la Fm. Salina de Cardona (Riba, 1967), la cual solo asoma en laMontanya de Sal de Cardona. Como en el caso de los Yesos de Igualada, aflora demanera dispersa entre Artés y Moià, encima de lutitas grises de la Fm. Igualada y sehallan recubiertos por la Fm. Artés.


Fue creada por Ferrer (1967, 1971). Su sección tipo se encuentra a lo largo de lacarretera que va de Artés a Cabriana.

Aflora de NE a SW de está región, desde Collsuspina hasta más allá de Manresa.En su parte inferior está limitada por los materiales del Gr. Santa Maria, los

cuales pasan a esta de manera progresiva (cuñas marinas de Manresa a St. Fruitós deBages) , con los complejos de Sant Llorenç de Munt y de Montserrat y con los Yesos deArtés (López Blanco et al., 1994 hacen más bajo su límite inferior e incluyen en estaformación las facies rojas que afloran entre Manresa y Rellinars). A techo pasa a otrasformaciones continentales. Esta compuesta por lutitas continentales rojas y grises, juntocon intercalaciones de areniscas y conglomerados. En su sección tipo tiene un espesor deunos 1000 m.

Algunas intercalaciones calizas y lutíticas han suministrado carófitas,gasterópodos (Brotia iberica Staid-Staadt), reptiles y mamíferos.

Estos materiales fueron sedimentados en una cuenca endorreica, relacionada conabanicos aluviales, mientras que en las zonas alejadas los depósitos se originaron enmedios fluviales y llanuras lutíticas que flanqueaban lagos con sedimentacióncarbonatada o evaporítica (Anadón & Marzo, 1986).

Antiguamente, estos materiales eran atribuidos al Oligoceno. Pero, tras ladeterminación de los vertebrados hecha por Masachs (1954) en el yacimiento de Costade la Vila (Santpedor), se han venido atribuyendo al Eoceno superior. Según Romero(1999), en estos materiales se encontraría el limite entre el Bartoniense y el Priaboniense.

2.2.18 - Secuencias deposicionales

Maestro (1989, 1991) ha definido una serie de secuencias deposicionales en elsentido de Vail (1987); posteriormente, Capdevila et al. (1996) la extienden al área de St.Feliu de Codines. López Blanco & Marzo (1993a, 1993b) y López Blanco et al. (1994),también han intentado definir una serie de secuencias para el Complejo de Sant Llorençde Munt.

Según Maestro (1991), cada unidad estaría formada por una sucesión de capasdeltaicas proximales y distales de plataforma, limitadas entre si por disconformidades.Siguiendo la nomenclatura de Posamentier et al. (1988), designa con las iniciales:

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LST - lowstand systems tracts o cortejo de mar bajo, desde frente deltaico aprodelta;

TST - transgresive systems tracts o cortejo transgresivo, desde conglomeradoscalcáreos a facies carbonatadas de plataforma

HST - highstand systems tracts o cortejo de mar alto, consiste en depósitos demedios proximales aluviales, de frente deltaico y de prodelta.

Distingue cuatro secuencias a las que denomina: Secuencia Rellinars (o lower fandelta); Secuencia Mura (o middle fan delta); Secuencia Manresa (o upper fan delta); ySecuencia Peramola (estudiada en Oliana y comparable en edad en Sant Llorenç deMunt).

Secuencia RellinarsConsiste en sedimentos deltaicos proximales, de composición conglomerática que

se reducen al frente deltaico y prodelta. Hacia la cuenca, pasan a facies de plataforma.LST está representada por una mal expuesta progradación deltaica al SW de St.

Llorenç de Munt cerca del pueblo de Rellinars. En el área de St. Feliu de Codines estáformada por 80 m de depósitos de brechas aluviales continentales coalescentes (Fms.Vilanova de Sau y Romagats). En Gallifa está representada por un sólo cuerpo aluvialbien caracterizado, con facies de llanura aluvial sobre los que se disponen conglomeradosde relleno de canal.

TST se distingue en áreas proximales con unidades de conglomeradostransgresivos, son los típicos conglomerados de St. Llorenç que lateralmente pasan adepósitos carbonatados de plataforma. En la zona de St. Feliu de Codines y de Gallifaestá representada por diversos ciclos de aluvial fan que pasan lateralmente aconglomerados y en la parte superior por areniscas y lutitas depositados en medioshoreface distal - offshore con fauna marina.

HST consiste en una asociación progradacional de conglomerados canaliformessobre lutitas, bien representado en St. Llorenç de Munt i St. Feliu de Codines.

Secuencia MuraEstá bien expuesta en el área central y proximal de St. Llorenç de Munt. En St.

Miquel del Fai, según Capdevila & Remacha (1994), se reproducen los ambientesdeltaicos de la secuencia Rellinars a base y techo, encontrando en la parte mediamateriales de la transición shoreface-offshore y arrecifes coralinos. Alcanza una potenciade 150-200 m

LST se reconoce también en la vecina Montserrat. Esta formada por depósitosde bahía interdistributaria con parasecuencias agradacionales-progradacionales

TST en las áreas proximales conglomeráticas como una segunda unidad encima deTST de la Secuencia de Rellinars.

HST en las áreas proximales consiste en una secuencia conglomeráticaprogradacional; al N y NE con depósitos rojos de llanura deltaica, se desarrolla al NWcon secuencias de barra de boca de distributario; aquellas son retrabajadas en las faciesdeltaicas distales por las olas y las tormentas, en el shoreface se encuentran carbonatosarrecifales y en los depósitos finos de prodelta se encuentran algunas estructuras dedeformación.

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Secuencia ManresaEstá separada de la Secuencia Mura por una disconformidad erosiva claramente

manifiesta en las áreas marinas por inestabilidades sedimentarias de escala kilométricaque prueban la erosión ocurrida en la parte superior de los depósitos HST de lasSecuencia Mura. En las áreas continentales se reconoce como una superficie erosiva. LSTestá representada por lutitas grises que contienen canales de areniscas interpretadascomo turbiditas, situándose en el prodelta y frente deltaico. TST en las áreascontinentales es un tercera unidad de conglomerado y en la transición marino-continentalse encuentran alguna facies de patch reefs. HST consiste en una gruesa secuenciaprogradacional en que la llanura deltaica se sitúa al NE del abanico; los depósitos defrente deltaico consisten en secuencias de boca de canal distributario progradando haciael prodelta; calizas arrecifales y su equivalente calcarenítico de tormentas forman losdepósitos de techo de HST.

Secuencia PeramolaRepresenta los últimos depósitos deltaicos en el complejo de Sant Llorenç y está

bien expuesto en el área N (Navarcles-Calders). La secuencia consiste en sistemastractivos de margen de plataforma y sistemas tractivos progradantes.

Maestro (1991) distingue, de más proximal a más distal, las siguientesasociaciones de facies:

1 )- Cono aluvial - Consiste en asociaciones de conglomerados clast o matrix-supported con estratificación inclinada o subhorizontal y bases erosivas. Distingue entrelas facies de cono proximal y distal.

2 )- Llanura deltaica (Delta plain) - Estos depósitos tienen continuidad lateral conla facies de cono distal. Distingue tres tipos de depósitos:

a )- Canales conglomeráticos - Con morfologías de canal intercalados con lutitas yareniscas rojas. Representan distributarios menores en la llanura deltaica.

b )- Canales distributarios mayores - Muestran una facies parecida a losconglomerados de cono aluvial. Se disponen de manera tabular, con estratificaciónhorizontal y cantos imbricados.

c )- Depósitos de overbank - Están formados por lutitas y areniscas rojasalternantes. Las areniscas son masivas, en capas de unos 20 cm de grueso y base erosiva.

d )- Depósitos de crevasse - Consisten en areniscas de grano grueso, de unos 70cm de potencia con bases erosivas y con grava dispersa. En el techo hay desarrollo depaleosuelos y marcas de desecación.

3 )- Barra en boca de canal distributario (distributary mouth bar) en el frentedeltaico - Estos sedimentos se depositaron entre la strand line y el shoreface. Estánformados por ciclos grano y estratocrecientes de potencia métrica a decamétrica. Puedendistinguirse mouth bars de distributario, proximales y distales. Estas últimas sonretrabajadas por el oleaje de tormenta. Las arenas son erosionadas del frente deltaico yresedimentadas en el prodelta.

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4 ) Plataforma - Se encuentran lutitas y calizas. Las lutitas son carbonatadas ocalcareníticas y contienen una rica fauna de nummulites, corales, moluscos yequinoideos. Las calizas son grainstones o boundstones (arrecifes o patch reef). En lasáreas más proximales incluyen cantos.

a )- Prodelta - Se distinguen lutitas grises, en las que a menudo se encuentrancapas turbidíticas.

b )- Talud - Se manifiesta con capas turbidíticas.

5 )- Facies destructivas deltaicas - Se manifiesta con movimientos en masasindeposicionales debidos a la gravedad. En medios sedimentarios pelíticos, estasinestabilidades causan gullies, fallas lístricas, mudlumps, deslizamientos rotacionales yballs and pillows, etc. Las inestabilidades sedimentarias aparecen desde la llanura deltaicaal prodelta y talud superior, pero las más importantes ocurren en estos últimos.

2.3 - REGIÓN DE VIC



Está unidad ha sido descrita más arriba, en la Región de Igualada (apartado 1.2.1).Junto con las unidades conglomeráticas superiores, fue denominada por Gich. et al.(1967) y Gich (1969) como Fm. Sant Martí Sacalm

En esta región, aflora desde el Congost hasta las inmediaciones de Centelles,donde desaparece, Vuelve a aflorar a la altura de Seva y de manera amplia en el área deTavertet y riera Major.

Yace sobre un sustrato variable (granitoides, diversos materiales paleozoicos ytriásicos). A techo pasa gradualmente al Fm. Vilanova de Sau. Está constituida porlutitas rojas con algunas intercalaciones de conglomerado y diversos niveles con caliche.Su potencia es variable, entre 10-15 m (Hoja de Vic del IGME, 1983).

Presenta Celtis eocenica Reid, los gasterópodos continentales Vidaliellagerundensis (Vidal) y Macrophysa columnaris Des., y Microcodium, el cual llega aafectar el sustrato carbonatado.

Al igual que en las demás regiones, se le atribuye una edad Thanetiense superior(Hoja de Vic del IGME, 1983).

2.3.2 - Areniscas y Conglomerados rojos (Fm. Vilanova de Sau)

Bajo este epígrafe, la explicación de la hoja de Vic, publicada por el IGME (1983)recoge la unidad descrita por Colombo como Formación Vilanova de Sau en su tesisdoctoral leída en 1980 (inédita), autor que participa en la redacción de la susodicha hojade Vic. Esta unidad sería una parte de las formaciones Guilleries y Riells del Fai, deReguant (1967), y de la Formación Pontils (Ferrer, 1967, 1971; Pallí 1972).

Aflora desde las inmediaciones de San Feliu de Codines hasta cerca de Amer(Hoja de Vic del IGME, 1983)

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Yace sobre la Fm. Mediona. En su parte inferior predominan los niveles lutíticosrojos con un notable contenido arenoso y trazas de bioturbación. En la parte mediaempiezan a hacerse abundantes los niveles arenosos de grano grueso y conglomeráticoshasta predominar a techo estos últimos. Estos conglomerados son poligénicos ypolimodales, con clastos provenientes de la Cordillera Costera Catalana (paleozoicos eígneos). La potencia de esta unidad es bastante constante (260 m, 270 m), reduciéndosebruscamente en el área de Seva (40 m).

Su ambiente deposicional corresponde a facies medianas y distal-laterales de unsistema de conos de deyección coalescentes.

Su edad en relación a otras formaciones es claramente heterócrona en su base yquizá también en su techo. En el Coll de Romagats abarca posiblemente desde elThanetiense superior al Cuisiense-Luteciense, mientras que en el área de Tavertetempieza sobre el Ilerdiense medio.

2.3.3 - Conglomerados y areniscas rojas (Fm. Romagats)

Bajo este epígrafe, la explicación de la hoja de Vic, publicada por el IGME (1983)recoge la unidad descrita por Colombo como Formación Romagats en su tesis doctoralleída en 1980 (inédita). Esta unidad formaría parte de las Fms. Guilleries y Riells del Fai,de Reguant (1967), Brechas de Taradell (Kromm, 1967) y de la Fm. Pontils (Ferrer,1967, 1971; Pallí 1972).

Se extiende desde el Congost hacia Seva, W de la Riera Major hasta llegar al Terdonde sigue hacia el Far y Girona.

Se apoya sobre la Fm. Vilanova de Sau. A techo pasa a la Fm. Folgueroles (áreade Taradell-San Julià de Vilatorta) y Fm. Tavertet (al N de Vilanova de Sau). Es unaformación predominantemente conglomerática con pasadas arenosas y lutíticas, muyparecidas a las de la Fm. Vilanova de Sau. Los conglomerados presentan estratificacióncruzada a gran escala y bajo ángulo, con clastos de hasta 2 m de diámetro. Se observanfrecuentes bases erosivas y niveles edáficos poco desarrollados. La potencia es de unos225 m (excepto en el área de Seva que solo alcanza unas decenas de metros), pero dondesubyace a la Fm. Tavertet su potencia es sólo de 90 m.

Se interpretan (Hoja de Vic, IGME, 1983) como fácies proximales en sistemas deconos de deyección. El contacto con los materiales marinos suprayacentes se efectúa pormedio de un tránsito gradual, con materiales de origen continental retrabajados en unmedio de transición tipo playa y un cambió irregular en la coloración de los materiales.

Esta formación es heterócrona. En su techo, en el área de Tavertet sólo llega alLuteciense inferior y, hacia el SW, el Luteciense superior (Hoja de Vic, IGME, 1983).

2.3.4 - Formación Tavertet

Esta unidad fue creada por Reguant (1967) como Calizas de Tavertet, aunque noseñaló sección tipo. Gich et al. (1967) denominan Formación Tavertet a las areniscas ycalizas arenosas con nummulites en varios tramos de la sección del Far, que Pallí (1972)incluye dentro de la Fm. Girona. Gich (1969) redujo esta formación a miembro, agrupadadentro de la Fm. el Far, junto a los miembros Malla, "Barcons", Vallfogona, Sagnari,Corones y Campdevànol.

Aflora desde las Masies de Roda hasta más allá de Tavertet, donde forma loscantiles (cingles) que se siguen hacia el Far.

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Esta formación yace sobre la Fm. Romagats. Lateralmente, hacia el N y a techo,se encuentra la Fm. Banyoles. Se distinguen tres tramos. El inferior es de naturalezasiliciclástica con alineaciones de cantos en disposición horizontal sobre una matriz dearena; su potencia es de 35 m en Tavertet. El tramo medio, está formado por un paquetede calizas nummulíticas que en algunos puntos lumaquélicas; su potencia es de 15 m enTavertet. En el tramo superior alternan niveles margosos, areniscas y grainstonesbioclásticos en estratificación cruzada; su potencia es de unos 15 m. Según Taberner &Bosence (1985) y Taberner (In Anadón et al, 1992b), en St. Julià de Sabassona y en lascercanías de Taradell, en el tránsito entre los depósitos continentales y marinos,aparecen pequeños cuerpos de calizas arrecifales.

Contienen abundantes foraminíferos, anélidos, moluscos y equinoideos. EnTavertet, se reconoce Nummulites crusafonti Reguant & Clavell, Nummulitestavertetensis Reguant & Clavell, Nummulites variolarius (Lamarck) y Assilina spiraplanospira (Boubée) (Reguant, 1967; Hoja de Vic, IGME, 1983; Serra-Kiel, 1984).

El tramo inferior es interpretado como depósitos de abanicos aluviales y debarras arenosas, retrabajados por el oleaje (Serra-Kiel et al. 1997). El tramo medio seinterpreta como barras de nummulites, de morfología poco acusada, los cuales vivíandirectamente sobre el fondo en zonas medianamente agitadas del tránsito a la zona deoffshore (Hoja de Vic, IGME, 1983; Taberner & Santisteban, 1984). En el tramosuperior, las areniscas se interpretan como barras arenosas y las lutitas como facies deplataforma interna (Serra-Kiel et al., 1997).

Su edad se considera Luteciense medio (Hoja de Vic, IGME, 1983; Serra-Kiel etal., 1997). Según Burbank et al. (1992) y Verges & Burbank (1995) mediante datosmagnéticos, el techo de esta formación tendría unos 45,5 Ma (Luteciense medio) (Chron20N).

2.3.5 - Formación Banyoles (Coll de Malla)

Almela & Ríos (1943) dieron el nombre de "Margas de Bañolas" a las lutitas ymargas que afloran en los alrededores de Banyoles. Gich et al. (1967) elevan al rango deformación a los materiales margosos que en la sección del Far afloran por encima de laFm. Tavertet y por debajo de la Fm. Folgueroles. Gich (1969), a lo que los autoresanteriores denominaron Fm. Banyoles, pasa a denominarlo Mb. Malla. Clavell et al.(1970) separan las Margas del Coll de Malla de las Margas de Banyoles, como dosformaciones distintas, esencialmente por su edad y por supuestas diferencias faunísticas.Pallí (1972) incluye las Margas de Coll de Malla dentro de la Fm. Banyoles.

Esta unidad aflora desde las inmediaciones de St. Julià de Vilatorta hastaTavertet, y sigue hacia el Far y Girona.

En la Región de Vic, su limite inferior es la Fm. Tavertet. Lateralmente, hacia elN, pasa a la Fm Bracons y, hacia el S, a la Fm. Romagats. Su techo es la Fm. Folgueroles.En el contacto con la Fm. Tavertet, existe un nivel de arenisca de grano grueso, muycalcáreo, a menudo lumaquélico, que raramente alcanza el metro de espesor; a techo sueleobservarse un horizonte ferruginizado, interpretado como un hard-ground. La Fm.Banyoles esta formada por lutitas y margas grises o gris amarillentas con pasadaslimolíticas o de arenisca de grano fino. En los niveles margosos la fauna es abundante. Enla zona de St. Julià de Vilatorta las facies lutíticas son substituidas por niveles detríticosricos en fauna y ocasionalmente niveles carbonatados (Taradell) e incluso de nivelesdetríticos (conglomerados y areniscas) y lutíticos de color rojo en la zona de Puigsec

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(Farrés, 1963, Reguant, 1966). Gich et al. (1967) atribuyen a esta unidad 118 m depotencia en el Far, 126 m en el Coll de Terrades; sólo tiene unos pocos de metros enSant Julià de Vilatorta, donde desaparece (véase cuadro de la p. 22 en Barnolas, 1992).

El contenido paleontológico es muy variado: foraminíferos, anélidos, briozoos,moluscos, crustáceos decápodos, equinoideos y sirénidos. La de los alrededores de SantJulià de Vilatorta fue recopilada por Almera (1906). Los foraminíferos han sidoestudiados por Reguant & Clavell (1967), Reguant (1967), Serra-Kiel (1984), entreotros. En el Castell (Tavertet), Serra-Kiel et al. (1997) citan Nummulites variolarius(Lamarck); la explicación de la hoja de Vic del IGME (1983) cita que, entre Tavertet yl'Esquirol, fueron encontrados, además del anterior, Nummulites crusafonti (Reguant &Clavell) y Assilina spira planospira (Boubée). En Puigsec, Nummulites puigsecensisReguant & Clavell. En los niveles indentados en la Fm. Romagats, así como en los yaclaramente marinos inmediatamente superiores en la zona del Coll de Romagats se haencontrado: Alveolina fragilis Hottinger, Alveolina fusiformis Sowerby in Dixon yAlveolina cf. elliptica (Sowerby). Entre los crustáceos decápodos, son abundantes:Callianassa fraasi Noetling, Colneptunus hungaricus (Lorenthey), Eocalcinus eocenicus(Via), Montezumella amenosi Via, etc. integrados por Via (1969) en la "Fauna carcínicade Collbàs". Entre los equinoideos son abundantes los géneros Opissaster yCoelopleurus.

Según Barnolas (1992) estos materiales son de procedencia septentrional.Corresponden a las facies más distales de un sistema deltaico de procedencia pirenaicaformado por la Fm. Bellmunt, Fm. Bracons y Fm. Banyoles (explicación Hoja deManlleu del ITGE, 1994). No obstante en la zona de Sant Julià de Vilatorta, lasinfluencias meridionales y continentales son claras, con una profundidad muy somera.

Su edad es Luteciense medio a superior. Según Burbank et al. (1992) y Verges &Burbank (1995) mediante datos magnetoestratigráficos, esta unidad estaría comprendidaentre unos 45,5 Ma y 44,5 Ma (Luteciense medio y superior) (Chron 19 y 20).

2.3.6 - Formación Bracons

Almela & Ríos (1943) designaban como Maciños a los materiales que seapoyaban sobre las Margas de Bañolas o sobre el Tramo Rojo intermedio. Esta unidadfue creada por Gich (1969) como miembro Barcons de la Fm. el Far, de este mismoautor. Pallí (1972) lo incluye como miembro junto con el Mb Puigsacalm, en unaformación de su creación denominada Fm. Rocacorba. Posteriormente, ha sido elevada alrango de formación. Su sección tipo, según Gich (1969), está en el Coll de Barcons(modernamente grafiado Bracons), en el anticlinal de Bellmunt (véase Pallí, 1972). Laenmienda Barcons por Bracons se debe a Riba et al. (1983).

Aflora en el área situada al E de Vic y N del Ter (flanco S del anticlinal deBellmunt y zona de Tavertet - el Far).

Yace sobre la Fm. Banyoles. Pasa lateralmente a la Fm. Igualada y otrasformaciones arenosas (Fm. Folgueroles). A techo encuentra la Fm. Puigsacalm y Fm.Bellmunt. Está constituida esencialmente por areniscas gris azuladas de grano fino agrueso con tránsitos insensibles a arenisca margosa o marga en lechos delgados (y queBarnolas, 1992, denomina Margas de Còdol Dret). Su potencia en las áreas másmeridionales de la hoja de Manlleu del ITGE (1994) es de 5 a 10 m, mientras que en losmás meridionales es de 100 a 120 m.

Contiene alveolinas y secciones de ostreidos.

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Según la memoria explicativa de la hoja de Manlleu (1994), constituye las faciesde prodelta y de frente deltaico situadas entre la Fm. Banyoles y la Fm. Bellmunt.

Esta unidad es heterócrona desde un Luteciense medio en sus afloramientos másseptentrionales y Luteciense medio a superior en los más meridionales.

2.3.7 - Formación Bellmunt

Está unidad era denominada por Almela & Ríos (1943) como "Tramo rojointermedio". Gich (1969) la eleva a rango de formación. Su sección tipo se sitúa en elflanco N del anticlinal de Bellmunt, siguiendo el camino que va desde la casa de la Vall aVidrà (Pallí, 1972).

En la Región de Vic aflora en el núcleo del anticlinal de Bellmunt.Yace sobre la Fm. Bracons. Lateralmente y a techo pasa a la Fm. Puigsacalm.

Hacia el S, esta formación se adelgaza progresivamente hasta desaparecer. Al NW, en elalto Lluçanès y Berguedà, contienen intercalaciones marinas con nummulites y alveolinas(Busquets et al.,1979). Esta formada por margas, areniscas y conglomerados rojos. En lasección tipo su potencia es de 148 m.

Se trata de facies aluviales con predominio de los depósitos de llanura aluvial yfacies de canales efímeros anastomosados pertenecientes a un sistema de abanicosaluviales coalescentes de ambientes húmedos que, procedentes del margen pirenaico,progradaban hacia el margen meridional de la cuenca.

Su edad en esta región comprende del Luteciense superior al Bartoniense inferior.

2.3.8 - Formación Puigsacalm

Almela & Ríos (1943) la incluían dentro de los Maciños. Esta unidad fue creadapor Gich (1969) como miembro de la Fm. Ripollés, junto con el Mb. Vidrà, Mb. Milanyy Mb. Santa Magdalena. Pallí (1972) coloca al Mb Puigsacalm junto al Mb Braconsdentro de una Fm. a la que denomina Puigsacalm. Posteriormente, ha sido elevado alrango de Fm. Su sección tipo se encuentra en el camino de la Vall a Vidrà (flanco N delanticlinal de Bellmunt), junto al río Ges (Pallí, 1972).

Aflora en el flanco S del anticlinal de Bellmunt, desde el Ter hacia la Garrotxa.Yace sobre la Fm. Bellmunt y sobre la Fm. Folgueroles (según Barnolas, 1992).

Lateralmente y a techo pasa a la Fm. Igualada. Está formada por areniscas de grano fino amedio, masivas y compactas de color gris azulado (antiguos Maciños), con glauconita enla base, aveces muy calcáreas y con alguna intercalación margosa. Su potencia en lasección tipo es de 933 m. adelgazándose hacia el S hasta desaparecer en las Masies deRoda (Barnolas, 1992).

Son el producto de la sedimentación de una serie de sistemas deltaicosprovenientes del E y dominados por la acción de las olas y de las mareas. Los aportes dela Fm. Puigsacalm proceden del E, a diferencia de los infrayacentes que son deprocedencia septentrional. La glauconita indicaría una tasa de sedimentación lenta, ligadaa la subida relativa del nivel del mar que se produjo durante la denominada "transgresiónBiarritziense" (Hoja de Manlleu ITGE, 1994).

Su edad es Bartoniense.

2.3.9 - Formación Folgueroles

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Fue designada por Reguant (1966) como nivel M o de "Folgaroles" y porReguant (1967) como Areniscas de Folgueroles. Su nombre deriva de los nivelesareniscosos consistentes que afloran alrededor de Folgueroles, donde se aprovecha comopiedra de construcción. Gich et al. (1967) señalan su sección tipo en la serie del Far, paraaquellas areniscas con tramos de calizas arenosas con Alveolina que quedan por encimade la Fm. Banyoles. Posteriormente, Gich (1969), denominó a los materiales detríticosen ese punto como Mb. Barcons de la Fm. el Far. Pallí (1972) considera a esta unidadcomo sinónima del Mb. Puigsacalm de la Fm. Rocacorba. La memoria explicativa de lahoja de Vic del IGME (1983) la considera como una unidad independiente, así comoSerra-Kiel (1984), Barnolas (1992) y Serra-Kiel et al. (1997).

Aflora al N del río Ter. Hacia el S disminuye de potencia, desapareciendo en losalrededores de Seva (Molí del Sorts).

Según la hoja de Vic del IGME (1983), esta formación es discordantecartográficamente sobre las formaciones infrayacentes: de N a S se apoya sucesivamentesobre las Fms. Bellmunt, Barcons, Banyoles-Coll de Malla y Romagats. Hacia el N pasaa la Fm. Puigsacalm; al S a las areniscas de Seva. A techo está limitada por la Fm.Igualada y la Fm Puigsacalm. Según la hoja de Vic del IGME (1983), el límite inferior deesta unidad dentro de dicha hoja coincidiría con el nivel de areniscas de color rojo queReguant reconoció como RM y que se caracteriza en el Parador de Vic. Este nivel, pierdesu color rojo hacia el S, constituyendo a partir de Folgueroles un primer cantil deareniscas glauconíferas que llegan a ser transgresivas sobre la Fm. Romagats. Siguenlutitas con algo de glauconita, y finalmente se presenta un potente paquete arenoso,masivo o con estratificación cruzada a gran escala, con frecuentes cicatrices deacanalamiento. La potencia es de unos 120 m.

Esta unidad se depositó a consecuencia de la denominada "transgresiónbiarritziense". Barnolas (1992) considera a esta unidad sedimentada en un gran estuarioal E de Vic, cuyo relleno lo constituyen barras maréales amalgamadas.

Su edad se considera Luteciense superior (Hoja de Vic, IGME, 1983) yLuteciense superior o Bartoniense inferior (Serra-Kiel et al. 1997) (Taberner et al.,1999). Según Burbank et al. (1992) y Verges & Burbank (1995), mediante datospaleomagnéticos, esta unidad tiene una edad entre 44,5 Ma y 44 Ma (Luteciensesuperior) (Chron 19).

2.3.10 - Formación Collbàs

Al S de Centelles hasta el Castell de Montmany, sobre los materialescontinentales de la Fm. Romagats y debajo de las Calizas del Cerdà, aparecen unaslutitas con intercalaciones margosas grises y amarillentas con un banco de Nummulitesperforatus (de Montfort) en su parte media. Ferrer (1971) señala una potencia de 215 men la serie de los Cingles de Bertí al Coll d'Olena y también en la de Aiguafreda aCollsuspina, si bien, por las columnas que adjunta, incluye en ellos a las Calizas delCerdà y otros niveles superiores. Este mismo criterio es seguido por Barnolas (in Hojade Barcelona 1:200.000, ITGE, 1985).

Su edad es Bartoniense inferior.

2.3.11 - "Calizas" del Cerdà

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Esta unidad informal fue creada por Reguant para designar al nivel "A" queforma una pequeña capa de arenisca o limolita que se sigue con dificultad a lo largo deCentelles a Taradell, no lejos de la vía férrea. Pero al S de Centelles, adquiere una granpotencia y forma el cantil más inferior de materiales eocénicos (Cingle del Pla de laGarga). En su parte superior es una caliza lumaquélica y sirve para designarlagenéricamente. En su parte inferior reposa sobre las lutitas y margas de la Fm. Collbàs.Lateralmente pasan a las Areniscas de Seva y Fm. Igualada y a techo a la Fm. Igualada.Su potencia en un corte frente a Aiguafreda es de unos 80 m (Reguant, 1967, serie 7).

Su edad es Bartoniense, aunque una datación radiométrica para la base de estosmateriales en el sector de Aiguafreda (Taberner et al., 1999) sitúa ese punto dentro delLuteciense.

2.3.12 - Areniscas de Seva

Con este nombre, los autores de la hoja de Vic del IGME (1983), designan a losmateriales detríticos que entre Seva y Centelles se disponen sobre la Fm. Romagats eincluso directamente sobre el zócalo triásico y que quedan por debajo de la Fm. Igualada.Hacia el N están en contacto con la Fm. Folgueroles.

Se trata de areniscas carbonatadas y lutitas grises, con un banco de ostreidos. Supotencia es de unos 20 m.

Citan haber encontrado en la ermita de Sant Jaume, cerca de Balenyà: Assilinaexponens (Sowerby) y Nummulites beaumonti D'Archiac & Haime, por lo que lesatribuyen una edad Luteciense superior. Serra-Kiel et al. (1997) las colocan en la base delBartoniense.


En esta región son también conocidas como Margas de Vic.Sobre ellas se modela la Plana de Vic y la loma del resalto que limita dicha llanura

hacia el W, desde St. Martí de Centelles hasta el flanco S del anticlinal de Bellmunt.Reposan sobre la Fm. Folgueroles, Areniscas de Centelles y Fm. Puigsacalm.

Hacia el S. pasan lateralmente a las Areniscas de Centelles y hacia el N a la Fm. St. MartíXic. A techo, encuentran los Yesos de la Noguera y la Fm. Artés. Al N del anticlinal deBellmunt, de naturaleza mucho más detrítica, pasan a la Fm. Puigsacalm y a la Fm.Vidrà (designadas por Gich, 1969, como miembros dentro de la Fm. Ripollés). Formanun potente paquete de lutitas calcáreas y margas en las que se intercalan numerososbancos de areniscas y limolitas de potencia diversa. En su parte media son muyfosilíferas. Su potencia máxima alcanza del orden de 600 m si bien se reducennotablemente hacia el N y hacia el S.

Esta formación se considera depositada en la zona de prodelta de los sistemasdeltaicos de Centelles y Sant Martí Xic y también en la zona de plataforma, más omenos profunda.

Su edad abarca el conjunto del Bartoniense, pero Taberner et al. (1999) indicanque dentro de estos materiales se sitúa el límite Bartoniense - Priaboniense. SegúnBurbank et al. (1992) y Verges & Burbank (1995) mediante datos paleomagnéticos, labase de esta unidad (Margas de Manlleu) se encuentra aún en el Luteciense superior yabarcaría desde unos 44,5 Ma hasta 40 Ma; su techo (Margas de Vespella) se encuentraen el límite Bartoniense-Priaboniense (Chron 19 a 17).

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Reguant (1967) distingue varias unidades o "formaciones": Margas de Manlleu,Margas de la Guixa, Margas de Gurb y Margas de Vespella. Posteriormente, laexplicación de la hoja de Vic del IGME (1983) eleva estas unidades al rango de miembrosy últimamente se les ha dado la categoría de formaciones (Serra-Kiel et al., 1997; Reguant& Amblàs, 2000).

Margas de Manlleu - Este nombre fue dado por Almela (1946) para designar a laslutitas carbonatadas que afloran en los alrededores de dicha población, pero Reguant(1967) señaló que dichas Margas de Manlleu solo representaban la parte alta del nivelque designa como "m2" y que titula Margas de Vic, sobre las cuales se modela la Plana.Los autores de la hoja de Vic del IGME (1984) preservaron el nombre dado por Almelay prefirieron reservar el nombre informal de Margas de Vic para designar a la Fm.Igualada en la Plana de Vic.

Margas de la Guixa - El nivel designado como "m3" por Reguant (1967) recibe elnombre de Margas de la Guixa. Donde esta mejor definido es en la región centro de laPlana de Vic, sobre todo paleontológicamente, por su gran variedad y abundancia deesponjas. Se puede estudiar bien en la zona de Múnter-Fontarnau. En la zona deManresa a Vic presentan el polípero Dendrophyllia.

Las Margas de la Guixa están limitadas en su base por un nivel denominado "B"o Areniscas de Tona, las cuales forman el rellano del Pla de Tona, el Pla del Fabré y lazona de Múnter, desapareciendo al N de Malla. En la zona de La Gleva-Sant Hipòlit deVoltregà aparece un nivel denominado "PB", de arenisca o limolita margoso-calcárea queforma relieves sin cantiles agudos y pasa gradualmente a los niveles "m2" y "m3". En sutecho, se encuentra un nivel de areniscas, denominado nivel "C" que hacia el S quedaabsorbido por las Areniscas de Centelles.

La hoja de Vic del IGME (1983) las atribuye una potencia de 60 m.

Margas de Gurb - El nivel designado como "m4" por Reguant (1967) y que apartir de Fontarnau y hacia el N se individualiza del nivel "m5" (Margas de Vespella),recibe el nombre de Margas de Gurb. Es la "Facies fosilífera de Gurb" de Farrés & Staid(1964). Son de naturaleza lumaquélica con intercalaciones detríticas más duras.Cartográficamente es muy difícil de representar. El principal criterio para caracterizar aesta unidad es paleontológico; uno de sus fósiles más característicos es el crustáceodecápodo Harpactocarcinus punctulatus Desmarest, que se presenta junto conlumaquelas de briozoos, macroforaminíferos (Discocyclina, Actinocyclina, etc.),equinoideos, moluscos, braquiópodos y restos de mamíferos marinos y Paleotherium.

La hoja de Vic del IGME (1983) las atribuye una potencia máxima de 106 m.

Margas de Vespella - El nivel designado como "m5" por Reguant (1967) y quesepara la Caliza de Collsuspina de la Arenisca de Centelles, recibió el nombre de Margasde Vespella, en especial para las margas azul grises que contienen los diversos nivelesduros que forman el escalonado de la carretera de Tona a Collsuspina (los tramos mediosy superiores) y las margas que coronan junto con el nivel "sy" la serie marina desdeTona a Sant Bartomeu del Grau. Es en la hoya de Vespella donde aflora con mayorextensión.

En general, no son tan fosilíferas como las Margas de Gurb. Dentro de ellas sesitua el "Nivel de Dentalium" de Farrés & Staid (1964), donde se encuentra una

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interesante fauna de foraminíferos, corales solitarios braquiópodos, briozoos ymoluscos, entre otros.

La hoja de Vic del IGME (1983) las atribuye una potencia media de 110 m.

2.3.13.1 - Biofacies

Serra-Kiel & Reguant (1991), Busquets et al. (1991), Álvarez et al. (1993),Álvarez et al. (1995), Busquets et al. (1997) reconocen diversas biofacies en las Margasde la Guixa y Margas de Gurb.

Biofacies de Plataforma Eufótica profunda (Gurb)

Se encuentra dentro de las Margas de Gurb. Se caracteriza por la existencia demargas calcáreas con briozoos (caídos pero no retrabajados, en terminología de losautores arriba citados), esponjas silícicas (en posición de vida o tumbadas), foraminíferos(Operculina, Discocyclina, Asterocyclina, Actinocyclina), braquiópodos, moluscos,crustáceos decápodos y equinoideos. Se supone que los foraminíferos citados teníanactividad simbiótica con algas unicelulares y que indicarían el carácter eufótico de laplataforma. Otras capas margosas son menos diversificadas en fauna y solo contienenbriozoos.

En ésta, se produce una alternancia entre sedimentación y no sedimentación. Lasedimentación era lenta permitiendo la vida de los organismos filtrantes. En losmomentos de no sedimentación se produce una intensa colonización del fondo,manifestado por el carácter lumaquélico de las margas calcáreas.

Biofacies de Plataforma Afótica

Se localiza en las Margas de la Guixa y se caracteriza por la baja diversidad de lafauna bentónica y por la ausencia de organismos en simbiosis con las algas unicelulares.Se consideran isocronas en el tiempo. Se reconocen cuatro biofacies; de posición másproximal a más distal son las siguientes:

1 )- Biofacies con Protuberancias de Briozoos (Orís) - Formada por briozoos demorfología redondeada o elíptica, con diámetros de unos 20 cm, en posición de vida yseparadas entre sí de decímetros a metros.

2 )- Biofacies de montículos de fango con briozoos (Serratosa) - Corresponde auna zona más externa que la anterior. Se caracteriza por la presencia de niveles másduros, de carácter lumaquélico, constituidos por briozoos que forman colonias depequeñas dimensiones, caídas pero no retrabajadas. Configuran relieves positivos de tallamétrica con pendientes suaves. Se interpretan como montículos de barro formados porefecto pantalla de colonias erectas de briozoos durante intervalos de sedimentación muylenta; en los momentos de no sedimentación se desarrollan superficies intensamentecolonizadas que se preservan como horizontes lumaquélicos.

También se localizan cicatrices de avalancha en forma de cuchara.

3 )- Biofacies de montículos de fango con esponjas (Santa Cecília de Voltregà) -Fue ya descrita por Barnolas & Serra-Kiel (1983) y se caracteriza por la presencia

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exclusiva de esponjas silíceas (Pseudoguettardia, de forma cónica estrellada;Craticularia, de forma cónica; Plocoscyphia y otras meandrospóngidas, de forma lamelarlaberíntica). La colonización del fondo se produjo en momentos de no sedimentación. Suformación es difícil de interpretar por la ausencia de organismos preservados que porefecto pantalla retuvieran el sedimento durante los episodios de sedimentación.Localmente, los montículos se ven truncados por capas de base irregular y espesorcentimétrico constituidos por fragmentos de briozoos y de esponjas retrabajadas.

4 )- Biofacies de esponjas silícicas y flujos arenosos con corales ahermatípicos(Múnter) - Los sedimentos anteriores se encuentran recubiertos por sedimentos limoso-arenosos con abundantes corales ramosos pertenecientes al orden Scleractinia y a laespecie Dendrophyllia reguanti Álvarez & Busquets. Se interpretan como ladesestabilización de fondos arenosos sobre los que se desarrollaron praderas constituidaspor esos corales

2.3.14 - Calizas del Mas Blanc

Esta unidad informal fue creada por Reguant (1967) para designar al nivel "BL" formadopor un amplio lentejón de caliza y arenisca que forma rellanos tabulares que caracterizantoda la zona de Sant Miquel Sesperxes-Mas Blanc hasta Bertí. Está limitado en su parteinferior y superior por la Fm. Igualada. En la serie 4 de Reguant (1967) señala que elnivel BL tiene en la base una limolita margosa amarillenta de 5,5 m que reposa sobre laFm. Igualada; los restantes 38,5 m están formados por caliza coralina y lumaquélica concorales y Nummulites.

2.3.15 - Areniscas de Centelles

Reguant (1967) designa bajo este nombre al nivel BC, muy detrítico hacia el S dela Plana de Vic, donde tiene abundantes tramos de conglomerados y forma la parteinferior de los cantiles que se encuentran al W de Centelles y de Sant Martí de Centelles.Han sido estudiadas por Taberner & Santisteban (1979, 1984), Busquets et al. (1986).Estos materiales forman la parte de un sistema deltaico que se extiende al S de Vic hastaSt. Feliu de Codines, en posición marginal con respecto al Complejo deltaico de St.Llorenç de Munt. Se distinguen las siguientes facies:

1 )- Barras de boca de canal distributario - Están compuestas por areniscas degrano grueso y conglomerados en secuencias estrato y granocrecientes con ripples decorriente en niveles continuos de la base, y megaripples y estratificación cruzada planaro festoon a techo. La potencia total media de esta secuencia es de 2-3 m. Fueroninterpretados por Taberner & Santisteban(1979) como barras maréales.

2 )- Lóbulos de frente deltaico - Se han interpretado así, los grandes cuerpos deareniscas y microconglomerados que se encuentran inferiormente y en sentido distal a losconsiderados como barras de boca de canal distributario. Dichas areniscas ymicroconglomerados disminuyen progresivamente su granulometría hasta alcanzar eltamaño pelítico, organizados en secuencias estrato y granocreciente. En la parte proximalpresentan estratificación plano-paralela que pasa a estratificación cruzada planar yconvexa en la zona media y nuevamente plano-paralela o ligeramente inclinada en la

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distal (Busquets et al., 1986, lo interpretan respectivamente como el top-set, fore-set ybottom-set). Taberner & Santisteban (1979) interpretaron estos materiales comocomplejo de fan-delta.

3 )- Cuerpos arrecifales asociados - Que serán tratados más abajo.

4 )- Montículos de barro asociados - Están formados por calizas nodulosas(wackestones-packstones) de extensión lateral hectométrica y espesor de 3 o 4 m que sedesarrollan sobre los lóbulos deltaicos y que posteriormente sirven de sustrato para lainstalación de un parche arrecifal (Taberner & Bosence, 1995). Distinguen tres facies:(a) un núcleo de calizas nodulosas con corales; (b) niveles de calizas con corales ymacroforaminíferos en el lado orientado hacia la línea de costa; (c) margas conforaminíferos que se acuñan con las dos facies anteriores. Es observable especialmente enel afloramiento del Morro de Porc (Centelles).

2.3.16 - Calizas de Collsuspina

Bajo este nombre, Reguant (1967) designa el nivel "K" de calizas arenosas contramos de areniscas y de conglomerados en su base, en los que se encuentran bancos decorales, además de nummulites en algunas zonas. La zona donde mejor pueden serestudiadas es en la parte alta de los acantilados al W de Centelles.

Forman parte de los Complejos arrecifales de Busquets et al. (1986), y delepígrafe "Arrecifes coralinos" de Busquets et al. (1991), basándose en Santisteban &Taberner (1979, 1981, 1988), para designar los diversos arrecifes coralinos tanto de lazona de Centelles como las del N de la Plana de Vic. Estos arrecifes se desarrollaron enestrecha relación con cuerpos siliciclásticos que representan las Areniscas de Centelles.Los arrecifes barrera se desarrollaron sobre lóbulos deltaicos abandonados con una ciertaconsolidación. Delimitarían una zona de lagoon, en la que la sedimentación terrígena eracontemporánea con el desarrollo de parches arrecifales.

En los primeros distinguen tres facies principales, que no siempre estánpresentes, de zona proximal a distal:

1 )- Calizas nodulosas con corales - Constituida por nódulos carbonáticosrodeados por margas. Cada nódulo suele ser una colonia coralina; oscilan entre 5 y 50 cmde ancho y 2 y 60 cm de altura, dependiendo del tamaño de la colonia. Corresponderíanal back reef.

2 )- Calizas masivas con corales en posición de vida - Se encuentran grandescolonias en posición de vida (de hasta 80 cm de ancho por 1 m. de alto) y entre ellos seencuentra una matriz de wackestone-packstone. Las algas coralinas son muy frecuentes.la extensión lateral de estos cuerpos es de unos 120 m y su espesor de unos 50-60 cm.Corresponden al armazón arrecifal. La parte basal de las secuencias corresponden a lapared arrecifal (Porites) o a la estabilización de sustratos fangosos (Cyathoseris castroi).La sustitución de géneros coralinos en la vertical puede interpretarse como el registro desomerización del arrecife.

3 )- Rudstones, grainstones y packstones de bioclastos - Se encuentraninterdigitados con las calizas masivas con corales. En las partes proximales suelen

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presentar contactos netos en la base y contactos graduales a techo. En sentido distal loscuerpos se acuñan progresivamente y entran en contacto con margas.

En las zonas proximales son rudstones de fragmentos de corales, rodolitos,ostreidos y otros restos esqueléticos, rodeados de packstones-grainstones deforaminíferos, bioclastos de rodofíceas, etc. Estos últimos predominan en las zonasdistales. Se encuentran en el armazón arrecifal, back reef y lagoon.

En los parches arrecifales se reproducirían las facies anteriores, pero a menorescala y con predominio de las calizas nodulosas.

2.3.17 - Areniscas de Sant Martí Xic

Reguant (1967) denomina Caliza de Sant Martí Xic al nivel "CA" constituido porel extremo meridional de las calizas y areniscas que describió Almela (1946) en la hoja deManlleu. Lateralmente, hacia al S, pasan a diversos niveles de margas y areniscas decemento calizo. El nivel "G", formado por la arenisca que se extiende desde el S de Gurbhasta el N de Vespella, queda absorbido por estos materiales.

Los autores de la hoja de Vic del IGME (1983), las denominan Areniscas de St.Martí Xic, por ser aquélla la litología predominante. Los de la hoja de Manlleu del ITGE(1994), las incluyen dentro de la Fm. Vidrà (antiguo Mb. Vidrà, de Gich, 1969).

Farrés & Staid (1964) atribuyeron estos materiales al Ludiense (actualmenteequivale al Priaboniense inferior). Según Burbank et al. (1992) y Verges & Burbank(1995) mediante datos magnetoestratigráficos, estos materiales pertenecerían alPriaboniense inferior (Cron 17 y 16). Son de edad Bartoniense (Serra-Kiel et al., 1997).

Se desarrollan sobre las Margas de la Guixa y Gurb y pasan lateralmente a lasMargas de Vespella. A techo se encuentra la Fm. Artés y Fm. Berga. Barnolas et al.(1988) distinguen las siguientes facies:

1 )- Barras transgresivas - Formadas por areniscas finas a muy gruesas,granocrecientes, formadas por un solo set de estratificación cruzada a gran escala y conbase erosiva sobre los materiales infrayacentes. Son muy poco potentes. Se interpretancomo el resultado de la migración hacia cuenca del material siliciclástico de la llanuradeltaica, removilizado durante una fase transgresiva.

2 )- Lumaquelas de macroforaminíferos - Se sitúan sobre las anteriores y sonpoco potentes y discontinuas. Están formadas casi exclusivamente pormacroforaminíferos de plataforma abierta (Nummulites, Discocyclina, etc.). Representanun máximo transgresivo con una baja tasa de sedimentación.

3 )- Arrecifes - Sobre las facies anteriores se encuentran abundantesconstrucciones arrecifales de dimensiones variables, desde pocos metros de espesor yanchura, hasta valores de 40 m x 1,5 Km x 4,5 Km para el arrecife de St. Bartomeu delGrau. Se desarrollan sobre la superficie de máxima inundación. Su muerte se produce porla llegada de aportes deltaicos.

Álvarez et al. (1994), Serra-Kiel et al. (1997), Alvarez et. al. (1999) interpretanque el arrecife de la Trona se encuentra directamente sobre depósitos de lóbulo deltaicoabandonado en el que, de abajo a arriba, se suceden sobre una facies bioclástica de

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fragmentos de corales, foraminíferos y ostreidos. Primero corales laminares (Cyathoseriscastroi); luego siguen corales ramosos y masivos (Cereiphyllia tenuis, Actinacis cognata);a techo se presentan calizas arrecifales más consistentes con corales (abundancia deActinacis cognata) incrustados por algas coralinas rojas.

El arrecife de St. Bartomeu del Grau corresponde a la última barrera arrecifal delmargen N en este sector de la cuenca, desarrollada sobre depósitos de lóbulo deltaico.Existen varias cuñas de talud, entre margas con turbiditas siliciclásticas, las cuales soncontroladas por las pendientes del armazón arrecifal (Busquets et al. 1991).

4 )- Facies siliciclásticas progradacionales - Corresponden a las facies deprodelta, frente deltaico y llanura deltaica. Las facies de prodelta vienen representadaspor las Margas de Vespella. Las facies de frente deltaico corresponden a barras dedesembocadura de canal distributario que se caracterizan por secuencias negativas quedistalmente son más finas y bioturbadas al diluirse en el prodelta. Lateralmente, estasfacies evolucionan a barras de oleaje; hacia zonas más proximales, a facies de llanuradeltaica, en las que se reconocen canales distributarios, lóbulos de crevasse y lagunasinterdeltaicas con niveles carbonosos y fauna salobre.

2.3.18 - Construcciones de algas coralinas y ostreidos

Esta unidad es distinguida por Busquets et al. (1986) y Busquets et al. (1991)para referirse a los desarrollos arrecifales de algas rojas que se encuentran por encima delos últimos complejos arrecifales tanto en la parte N (Molí de les Ferreres en St.Bartomeu del Grau) como en la parte S (Centelles-Collsuspina, estudiadas por Travé etal. 1996). Generalmente, se encuentran sobre las facies de talud arrecifal y arrecifeexterno del arrecife barrera y aislados entre sí. También se encuentran niveles deostreidos en posición de vida.

2.3.19 - Complejo terminal

La memoria explicativa de la hoja de Vic del IGME (1983) describe bajo esteepígrafe aquellos materiales de características litológicas y significado dispar que serelacionan con la formación y relleno de la Cuenca Potásica Catalana. Según Busquets etal. (1986) responden a las siguientes características: (1) se disponen de forma solapantesobre las plataformas arrecifales y deltaicas previas; (2) son comunes las superficies deerosión; (3) el área de sedimentación fue mucho menor que la de los sedimentos marinosprevios.

Su edad es Bartoniense superior- Priaboniense inferior? (Busquets et al., 1997),aunque Taberner et al. (1999) los sitúan plenamente en el Priaboniense.

2.3.19.1 - Areniscas y margas

Esta unidad informal es descrita dentro del Complejo terminal, en la memoriaexplicativa de la hoja de Vic del IGME (1983). Son denominadas "Margas finamentelaminadas" por Taberner & Santisteban (1984) y "Margas anóxicas" en Busquets et al.(1986), (1991).

Ofrecen un buen afloramiento en la cantera Casacoberta (St. Bartomeu del Grau).

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Se disponen sobre las Margas de Vespella e inmediatamente por debajo de losYesos de la Noguera. Se trata de un tramo de areniscas tabulares con base erosiva, conhuellas de corriente, granodecrecientes y con estructuras tractivas a techo. Presentannumerosas pistas orgánicas. Su potencia total es de unos 10 m en la Noguera y 30 m enSt. Bartomeu del Grau; se disponen en ciclos de 0,5 a 1 m de espesor.

Fueron depositadas en su mayoría por corrientes de turbidez, en ambientesmarginales someros de una cuenca cerrada y con poca energía interna.

2.3.19.2 - Barras de oolitos y miliólidos y estromatolitos

Ha sido distinguida por Busquets (1975), Busquets et al. (1981), Taberner &Santisteban (1984), Busquets et al. (1986).

Se trata de grainstones que, además de oolitos, están formados por miliólidos ytextuláridos que evolucionan hacia el centro del arrecife y son substituidos por unacicatriz; hacia el otro extremo son substituidos por un algal-mat en forma de domos, quealcanzan hasta casi 1 m de diámetro, y que incluyen progresivamente moldes de cristalesde yeso.

Se interpretan como barras sedimentadas en aguas hipersalinas.Su edad es Bartoniense superior - Priaboniense

2.3.19.3 - Yesos de la Noguera

Son denominados así en la memoria de la hoja de Vic del IGME (1983). Han sidoestudiados por Ortí et al. (1984), Taberner & Santisteban (1984); Busquets et al. (1986).Como otros, están relacionados con los afloramientos de sales sódicas y potásicas deSúria y Cardona.

Se disponen sobre las Areniscas y margas (apartado 2.3.19.1). Afloran en laparte más central del área de sedimentación, entre Collsuspina y Gurb. Se presentan enforma de yeso secundario que mimetiza la forma de cristales de yeso de gran tamaño ydisposición radial, formando edificios semejantes a los superconos de selenitas delMessiniense (Taberner & Santisteban, 1984). En la zona de la Noguera, muestran variosniveles alternando con lutitas laminadas.

2.3.19.4 - Margas grises y Areniscas de St. Sebastià

Sobre los Yesos de la Noguera se disponen margas grises y azuladas a negras,muy características y sin fauna visible, cuya potencia no sobrepasa los 15 m.Corresponden al nivel "sH" de Reguant (1967).

Encima se disponen las llamadas Areniscas de St. Sebastià, cuyo nombre apareceen la memoria explicativa de la hoja de Vic del IGME (1983) para designar a un paquetede areniscas que forman un resalte morfológico en la Creu de Gurb, la Noguera, St.Sebastià y Muntanyola. Corresponde al nivel "H" (Areniscas de la Noguera) de Reguant(1967). Se trata de areniscas tabuladas, con cantos a techo, areniscas con ripples yniveles lutíticos. Forman cuerpos canaliformes con bases erosivas muy laxas, de amplioradio y que cortan cuerpos de la misma naturaleza. Su potencia no sobrepasa los 20 m.Los niveles areniscosos presentan huellas de pisadas de aves y moldes de cristalescúbicos de sal (Farrés & Staid, 1964)

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Taberner & Santisteban (1984) interpretan estos materiales como asociaciones defacies fluvio-lacustres, formadas en los márgenes de la cuenca evaporítica, en la que se haproducido una emersión por desecación y quedaban expuestos periódicamente acondiciones subacuáticas.

Su edad es Bartoniense terminal - Priaboniense.


Esta formación aflora ampliamente entre Collsuspina hasta más allá de Sant Boide Lluçanès.

Reviste los mismos caracteres que los de las demás regiones: lutitas, areniscas yconglomerados rojos de origen fluvial con niveles de calizas lacustres (Muntanyola, St.Cugat de Gavadons).

2.3.21 - Ciclos sedimentarios

Dentro del Luteciense marino, Serra-Kiel et al. (1997) distinguen:

Primer Ciclo Sedimentario: En su parte inferior es siliciclástico y en la partesuperior es carbonático. Dicha parte inferior se interpreta como facies de lagoon querepresentan la transición entre los sedimentos continentales de la Fm. Vilanova de Sau yla parte más inferior de las facies marinas lutecienses. Este ciclo es estratigráficamenteequivalente a la parte inferior de la Fm. Tavertet y Fm. Girona.

Segundo Ciclo Sedimentario: Registra un aumento de profundidad. Está formadopor areniscas, calizas siliclásticas y grainstones-packstones. La estratificación cruzadaexistente en las areniscas indica progradación hacia el N; son interpretadas como faciesde nearshore con barras de longshore y con sedimentos aluviales retrabajados. Las capascalizas son ricas en Nummulites y se interpretan como barras y bancos formados en laplataforma interna. El límite superior es una capa biocalcarenítica con foraminíferos(Alveolina, Orbitolites, miliólidos), equinoideos, ostreidos y otros bivalvos,intensivamente bioturbadas y con concreciones ferruginosas a techo; representa lasuperficie transgresiva que corona el primer y segundo ciclo. Corresponde a la partesuperior de la Fm. Tavertet y Fm. Girona.

Tercer Ciclo Sedimentario: Es principalmente una sucesión siliciclástica queregistra una somerización general. Esta formada por una parte inferior margosa,interpretada como un sistema transgresivo, y una parte superior formada por margasazoicas, areniscas y conglomerados, interpretados como un sistema regresivo. La parteinferior contiene horizontes con fauna interpretados como horizontes de condensación;es equivalente a la parte inferior y media de la Fm. Coll de Malla y Fm. Banyoles.

La parte superior o sistema regresivo, se distinguen tres intervalos. El inferiorformado por arcillas y margas azules azoicas se interpretan como facies de plataformadistal y prodelta y son el equivalente de la parte superior de la Fm. Coll de Malla y Fm.Banyoles. El intervalo medio esta formado por areniscas bioclásticas con Nummulites,interpretadas como facies de retrabajamiento en la plataforma media, entre las que seinterestratifican secuencias que van desde margas a areniscas gruesas; son el equivalentede la parte baja de la Fm. Bracons. El intervalo superior esta formado por arcillas rojas,

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areniscas y conglomerados interpretados como facies aluviales y fluviales, equivalentesde la Fm. Bellmunt.

Cuarto Ciclo Sedimentario: En las partes situadas más al S, está formado por unaparte inferior carbonática u una parte superior siliciclástica, mientras que en partessituadas más al N, está formado por sedimentos siliciclásticos que se corresponden conla parte superior de la Fm. Bracons. Al S, empieza con capas de margas con Nummulitespuigsecensis seguidos de packstones ricos en Alveolina fusiformis, sedimentosinterpretados como facies de plataforma interna; estos sedimentos representan lamáxima extensión de los sedimentos marinos lutecienses y pasan lateralmente a lossedimentos continentales de la Fm. Romagats.

Dentro del Bartoniense marino (Taberner et al., 1999, los consideranBartoniense-Priaboniense):

Primer Ciclo: La base transgresiva está representada en el sector S por facies deplaya (Areniscas de Seva), localizadas a techo de los materiales continentales lutecienses,a las que siguen las areniscas calcáreas agradacionales y lutitas correspondientes a lasCalizas del Cerdà, correlacionables con la parte inferior de la Fm. Collbàs. En el centro yparte N, está representadas respectivamente por las sand waves de la Fm. Folgueroles ypor las areniscas agradacionales de la parte inferior de la Fm. Puigsacalm, depositadas atecho de los sedimentos marinos lutecienses, a las que siguen margas y lutitas de la partebaja de las Margas de Vic.

El sistema regresivo esta representado en el margen S por sedimentos detríticosprogradantes, alternando con calizas y que constituyen la parte inferior de las Areniscasde Centelles y Calizas de Mas Blanc, correlacionables con la parte superior de la Fm.Collbàs. En la parte N, con areniscas progradantes de la parte superior de la Fm.Puigsacalm que pasan lateralmente a la parte media y superior de las Margas de Vic.

Segundo Ciclo: La parte inferior del segundo sistema transgresivo estárepresentado en la parte central del área de Vic por margas con abundantes esponjassilíceas (Margas de la Guixa) que pasan lateralmente, hacia el N y hacia el S, a margascon briozoos y macroforaminíferos. El sistema transgresivo se completa con margas ylutitas calcáreas con abundante fauna (Margas de Gurb).

El sistema regresivo está formado en el margen S por la parte superior de lasAreniscas de Centelles y Calizas de Collsuspina. En el margen N por las Calizas de SantMartí Xic, representadas por facies deltaicas y arrecifales, correlacionables con la Fm.Tossa. Los materiales arriba señalados del margen N y S pasan lateralmente hacia elcentro de la cuenca a las margas de Vespella, correlacionables con la parte superior de laFm. Igualada. A techo del complejo deltaico arrecifal y antes de la sedimentaciónevaporítica de la Fm. Cardona, se encuentra un intervalo de sedimentos del ComplejoTerminal que reflejan el cambio de la sedimentación continental a la marina.

2.4 - REGIÓN DE GIRONA


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Gich et al. (1967) y Gich (1969) la incluyen en la Fm. St. Martí Sacalm; Pallí(1972) lo hace dentro de la Fm. Pontils.

Aflora en la zona del Far y en los alrededores de Girona, localidad tipo delgasterópodo continental Vidaliella gerundensis (Vidal).

Esta formación yace sobre materiales paleozoicos. En el Far está limitada por unacuña de la Fm. Orpí; en Girona pasa lateralmente y hacia arriba a la Fm. Vilanova de Sau.Gich et al. (1967) y Pallí (1972) le atribuyen 32 m de potencia en el corte del Far, dondedistinguen un tramo inferior de lutitas rojas y violáceas y un tramo superior de areniscasverde azuladas alternantes con lutitas y margas. También aparece hacia el N, pues fuecortada en los sondeos de St. Miquel de Campmajor-1 (25 m de potencia) y Ampurdán-2 (en las inmediaciones del Collell, en St. Miquel de Campmajor) (61 m de potencia).

La interpretación ambiental es la misma que la hecha más arriba.Su edad es Thanetiense.

2.4.2 - Formación Orpí

Gich et al. (1967) la incluyen en la Fm. St. Martí Sacalm.Aflora sólo de manera reducida en el área del Far.Está limitado por la Fm. Mediona y por la Fm. Vilanova de Sau. Se trata de

calizas arenosas y micríticas de color gris, de 3 m de potencia. Ha sido cortada en elsondeo de St. Miquel de Campmajor-1, donde presenta 81 m, y en el de Ampurdán " (elCollell, St. Miquel de Campmajor), presenta 106 m; en el de Joanetes 105 m.

Contienen miliólidos, Orbitolites y Alveolina lepidula Schwager, Alveolina cf.moussoulensis Hottinger (Hottinger, 1960).

La interpretación ambiental es la misma que la hecha más arriba.Su edad es Ilerdiense.

2.4.3 - Formación Vilanova de Sau

Fue incluida dentro de la Fm. St. Martí Sacalm por Gich et al. (1967), Gich(1969) y de la Fm. Pontils por Pallí (1972).

En esta región aflora desde el Far hasta la Costa Brava.Esta unidad yace sobre la Fm. Mediona, Fm. Orpí o directamente sobre el

paleozoico. En la parte superior está limitada por la Fm. Romagats.Su ambiente deposicional es el expresado más arriba.Su edad va desde el Ilerdiense superior al Luteciense inferior.

2.4.4 - Formación Romagats

Fue incluida dentro de la Fm. St. Martí Sacalm por Gich et al. (1967), Gich(1969) y de la Fm. Pontils por Pallí (1972).

En esta región aflora desde el Far hasta la Costa Brava (Pals).Yace sobre la Fm. Vilanova de Sau y en la parte superior está limitada por la Fm.

Tavertet (Girona). Según Pallí (1972), al describir su Fm. Pontils (Vilanova de Sau másRomagats) disminuye de potencia hacia el E: en el corte del Far tiene 320 m de potencia,

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en el de Sant Roc a Santa Elena, 247 m; en el de Costa Roja (St. Julià de Ramis), 110 m;en Pals, 15,5 m. Hacia el N su espesor también disminuye de potencia: en el sondeo deSt. Miquel de Campmajor-1 es de 98 m y en el de Ampurdán-2, de 109 m.

2.4.5 - Formación Tavertet

Pallí (1972) la describió bajo el nombre de Fm. Girona. La sección tipo de dichaFm. Girona se encuentra en St. Daniel. Es conocida vulgarmente como "Pedra deGirona".

En esta región aflora desde el Far hasta la Costa Brava (Pals). Por su resistencia ala erosión forma numerosos cantiles (cingleres).

Esta unidad yace sobre la Fm. Romagats. Lateralmente, hacia el N, y a techo pasaa la Fm. Banyoles. Reviste en esta región un carácter menos detrítico, con predominio delas calizas nummulíticas. A techo se encuentra una lumaquela microconglomerática conabundantes restos de fauna (macroforaminíferos, moluscos, crustáceos decápodos,equinoideos, seláceos y sirénidos). Según Pallí (1972), la potencia en St. Roc - Sta. Elenaes de 124 m, 71 m en St. Daniel, 59 m en el cementerio de Girona,121 m en Celrà y 33 men els Masos de Pals. También han sido reconocidas en los sondeos de St. Miquel deCampmajor

Contienen entre los macroforaminíferos: Alveolina af. fusiformis Hottinger,Alveolina stipes Hottinger, Nummulites verneuili D'Archiac & Haime, Nummulitescrusafonti Reguant & Clavell, Nummulites tavertetensis Reguant y Clavell, Assilina spiray otros (Serra-Kiel, 1984; Serra-Kiel et al., 1997).

Estos materiales se depositaron en una rampa carbonatada de poca profundidad,con una fase de hundimiento generalizado representada por los materiales de la partessuperior.

Su edad comprende el Luteciense inferior y medio.

2.4.6 - Formación Banyoles

Estos materiales afloran en esta región desde el Far hasta la Costa Brava (Pals).Reciben el nombre popular de "xalió". Su sección tipo se encuentra en el corte del Far, deGich et al. (1967), donde actualmente recibe el nombre de Fm. Coll de Malla. Según Pallí(1972), serían los materiales lutíticos cortados por el sondeo realizado por el ServicioGeológico de Obras Públicas de 1958 al NW de Porqueres y desde este punto hasta CanLlutí, al pie del macizo de Sant Patllari.

Reposan sobre la Fm. Tavertet a la cual también pasan lateralmente. En la parteN de la Cuenca, en Banyoles, reposan sobre los Yesos de Beuda, donde fueron cortadosen un sondeo (Pallí, 1972), aún más hacia el N pasa a la Fm. Vallfogona y a la Fm.Terrades. Su límite superior es la Fm. Bracons. En la zona del Far ha recibido el nombrede Coll de Malla (ver apartado 2.3.5). Está formada por lutitas y margas de color grisque hacia el N son de color más azulado. En Banyoles alcanzan su máximo espesor(entre 400 y 450 m), reduciéndose drásticamente en todas direcciones: Santa Elena(Amer), 106,5 m; Can Omedes-Montagut (St. Julià de Ramis), 271 m; Celrà, 230 m,Fonteta, 36 m, Masos de Pals, 22 m (datos de Pallí, 1972).

Contiene macroforaminíferos (Nummulites tavertetensis Reguant & Clavell, N.crusafonti Reguant & Clavell, etc.), braquiópodos, moluscos, crustáceos decápodos yequinoideos). Via (1966, 1969) sitúa en estos materiales a la "Fauna carcínica de Sarrià de

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Ter" caracterizada por: Colneptunus hungaricus (Lorenthey), Eocalcinus eocenicus Via,Typilobus boscoi Via y Ommatocarcinus zariquieyi Via.

Constituye las facies distales de una secuencia de progradación deltaica,procedentes del margen pirenaico.

Esta unidad es heterócrona. La base y techo de la unidad son más antiguos en losafloramientos más septentrionales que en los afloramientos más meridionales. Lapresencia de Alveolina fusiformis y de A. fragilis en los más meridionales, permite situarel techo de la formación en el Luteciense superior.

2.4.7 - Formación Bracons

(Ver apartado 2.3.6). Fueron denominadas Areniscas de Sarrià de Ter por Pallí etal. (1972).

Aflora desde las inmediaciones del Far hasta la Costa Brava (Pals).Yace sobre la Fm. Banyoles. A techo encuentra la Fm. Bellmunt, Fm. Rupit, Fm.

Puigsacalm y Fm. Folgueroles. Su potencia en Rocacorba es de 140 m (Pallí, 1972). En lazona del Baix Empordà es dificil de evaluar, al quedar cubierta rápidamente al alcanzar elllano por terrenos neógenos y cuaternarios (21 m en els Masos de Pals, según Roqué &Pallí, 1991).

En los niveles de base de los afloramientos más meridionales contieneNummulites crusafonti, Assilina spira y en la parte superior Alveolina fusiformis y A.fragilis (memoria explicativa de la Hoja de Banyoles del ITGE, 1994).

Su edad es Luteciense superior (si bien hacia el N alcanza el Luteciense inferior,Hoja de Banyoles del ITGE, 1994).

2.4.8 - Formación Rupit

Según los autores de la memoria explicativa de la Hoja de Bannyoles del ITGE(1994) esta unidad equivaldría a parte de la Fm. Folgueroles (en la acepción de Gich etal., 1967), del Mb. Puigsacalm (Gich,1969) y Areniscas de Sarrià de Ter (Pallí et al.,1972). No señalan sección tipo.

Yace sobre la Fm. Bellmunt, pasa lateralmente a la Fm. Bracons. Su límitesuperior es la Fm. Folgueroles. Se trata de areniscas frecuentemente rojizas conabundantes fragmentos bioclásticos, abundante glauconita. Forma secuenciasgranocrecientes que hacia el W de Rocacorba muestran abundantes estratificacionescruzadas. Su espesor aumenta de N a S, al contrario que la Fm. Bracons. En Rocacorbatiene cerca de 90 m y en el corte del Far 70 m.

2.4.9 - Formación Bellmunt

(Ver apartado 2.3.7). Aflora en Rocacorba, donde tiene un espesor de 27 m (Pallí,1972). Yace sobre la Fm. Bracons; a techo encuentra la Fm. Rupit.

2.4.10 - Formación Folgueroles

(Ver apartado 2.3.9). Según los autores de la hoja de Banyoles del ITGE (1994)aflora desde el corte de Rocacorba hacia el W, con una potencia oscilando entre 40 y 60m. Pallí (1972) las asimiló dentro de su Mb. Puigsacalm de la Fm. Rocacorba.

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2.4.11 - Formación Puigsacalm

(Ver apartado 2.3.8)Afloran en la Serra del Corb y de Finestres y en Rocacorba. En el Baix Empordà

existen algunos afloramientos aislados que tienen como techo la Fm. Igualada yasimiladas (Monells, Vullpellac, etc., Pallí, 1972).

Yace sobre la Fm. Folgueroles. Está formada por areniscas calcáreas ymicroconglomerados en secuencias granocrecientes y estratocrecientes. Según los autoresde la hoja de Banyoles del ITGE (1994); en Rocacorba está formada por variassecuencias granocrecientes cuya potencia oscila entre los 15 y 50 m. Cada una de estassecuencias constituye un gran cuerpo con megaestratificación cruzada que prograda haciael WSW e interpretado como barras (probablemente tidal sands banks) desarrolladasfrontalmente a la desembocadura de un fan-delta progradante. El espesor de esta unidades ligeramente superior a 200 m (Serra del Corb, Finestres y Rocacorba); en el Far nosobrepasa 50 m (hoja de Banyoles del ITGE, 1994).

Esta unidad es interpretada como el resultado de la denudación de materialesmesozoicos de los mantos superiores de la vertiente surpirenaica (Montgrí y Bac deGrillera).

Su edad es Bartoniense inferior.


En esta región yace sobre la Fm. Puigsacalm. Esta formada por lutitas grises que,con seguridad, afloran en la Bòbila Llensa (Forallac) (Pallí, 1972). Pero lo que los autoresasimilan a la Fm. Igualada, en realidad, son facies detríticas, predominantementearenosas, análogas a las Areniscas de Centelles y Areniscas de Sant Martí Xic, de tipodeltaico, hecho señalado por Barnolas (1984). Afloran en el Coll d'En Bas; de maneradispersa y con afloramientos de superficie reducida en puntos del Baix Empordà (verPallí, 1972) y que, a techo, encuentran materiales continentales rojos asimilados a la Fm.Artés. En Coll d'En Bas, según Pallí (1972), tienen una potencia de 334 m, y enUllastret, más de 237 m.

Su edad es Bartoniense.

2.4.13 - Calizas de Coll d'Uria y otras asimiladas

Son equivalentes a la Fm. Tossa y otras análogas. Las que afloran en el Colld'Uria y que corta la carretera de Olot a Vic, recibieron de Pallí (1972) este nombre con lacategoría de miembro, dentro de la Fm. Tossa. Yacen sobre areniscas grisescontemporáneas a dicha Fm. Tossa; a techo reposan materiales continentales que fueronatribuidos a la Fm. Artés. Están formadas por calizas masivas de aspecto noduloso, conabundantes restos de corales y algas rojas. Su potencia en ese punto es de 90 m.

En otros lugares del Baix Empordà, existen pequeños parches de calizasarrecifales con intercalaciones lutíticas y que reposan sobre areniscas, cuyo aspecto esmuy parecido, pero más reducido en extensión, que los que afloran en el Eoceno superiorde Vic.


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Pallí (1972) atribuye a esta formación todos los materiales rojos continentalesque afloran por encima de la Fm. Igualada y de las Calizas de Coll d'Uria. Afloran demanera dispersa en la zona del Coll d'Uria y en el Baix Empordà (Ullastret y Montgrí).Están formados por lutitas, con intercalaciones de areniscas y conglomerados rojos.Según dicho autor, afloran 180 m de esta unidad bajo el manto de corrimiento del Massísde Montgrí.

En comparación con las que afloran en otros lugares de la cuenca, se atribuyen alEoceno superior.

2.4.15 - Ciclos Sedimentarios

Como Área del Empordà, Serra-Kiel et al. (1997) señalan para el Luteciensemarino los siguientes ciclos:

Primer y Segundo Ciclo Sedimentario (no han podido diferenciarse ambos ciclos):Una parte inferior es siliciclástica y una superior es carbonática. En la parte SE seinterpretan como facies continentales y de playa. A techo, se encuentra un intervalobiocalcarenítico bioturbado y con concreciones ferruginosas, interpretados como nivel decondensación que representa el contacto entre el Segundo y Tercer ciclo. En el área dePals se desarrolla un paleokarst encima del intervalo calizo, sobre el que se depositanareniscas arcósicas atribuidas al Primer Ciclo Bartoniense.

Tercer Ciclo Sedimentario: Esta formado mayoritariamente por margas. Elsistema transgresivo abundan los Nummulites y se interpreta como bancos desarrolladosen la plataforma interna. El sistema regresivo está formado por calizas con margas ricasen ostras y por calizas bioclásticas. Se interpretan depositados en una plataformaprotegida, pero con aportes siliciclásticos.

Cuarto Ciclo Sedimentario: Está formado en la base por sedimentoscarbonatados, que representan el sistema transgresivo, y a techo por materialessiliciclásticos, que representan el sistema regresivo y se hallan en contacto con el PrimerCiclo Bartoniense. Los primeros se interpretan depositados en una plataforma protegida.

paleotaxodonta y pteriomorphia€¦ · en fósiles, actualmente son casi estériles; este hecho...

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